Soutenance mémoire
Les Andes, une chaîne segmentée
La Cordillère des Andes est la plus haute ( 6000 m) et la plus longue chaîne de montagnes associée à une convergence océan-continent. Les Andes s’étendent sur plus de 7000 km du Sud vers le Nord pour une largeur maximale de ∼500 km dans les Andes Centrales. Les sommets de la Cordillère des Andes forment une barrière orographique majeure dans l’hémisphère Sud, cette barrière induit de fortes variations spatiales de climat dans toute l’Amérique du Sud.
Topographie
Dans les Andes Centrales (Pérou, Bolivie), la chaîne se compose de deux cordillères qui atteignent 6000 m d’altitude : la Cordillère Orientale et la Cordillère Occidentale. Elles sont séparées par un bassin endorhéique, l’Altiplano, qui forme un plateau à ∼4000 m d’altitude (Fig. 1.1). Dans leur partie sud (Chili, Argentine), les Andes forment une seule Cordillère assez étroite, d’altitude modérée (∼2000 m ; Fig. 1.1). Les Andes du nord (Colombie) s’organisent en plusieurs Cordillères qui correspondent à des arcs volcaniques d’ages différents, et atteignent des altitudes élevées (∼4000 m ; Fig. 1.1).
Climat
Dans les Andes Centrales, le versant ouest des Andes est hyperaride tandis que sur le versant Amazonien à l’est, l’humidité augmente très nettement. Le climat aride de la côte Pacifique du Pérou est lié à sa position dans le flux descendant dans la cellule de circulation atmosphérique de Hadley ; à la circulation des masses océaniques et en particulier au déplacement en direction du nord du courant froid de Humboldt qui provient de l’Antarctique et à la barrière orographique des Andes. L’âge de la mise en place du climat actuel sur le versant ouest des Andes est discuté (Mortimer 1980, Alpers & Brimhall 1988, Dunai et al. 2005) mais il est probablement Néogène (∼15 Ma).
Segmentation de la subduction
Trois zones de subduction horizontales le long des Andes
Aux variations géographiques et climatiques dans la Cordillère des Andes s’ajoutent des variations de la géométrie de la subduction le long de la marge. En moyenne, le pendage de la plaque plongeante est de ∼30◦ vers l’est mais il existe des segments où la plaque plongeante est subhorizontale. Le long de la marge andine trois zones de subduction horizontales ont été identifiées (Fig. 1.2) : au Chili (28◦S – 33◦S), au nord du Pérou (4◦S-14◦S) et en Colombie (2 ◦N-12◦N) (Barazangi & Isacks 1976, Ramos & Folguera 2009). D’autres segments de subduction horizontale ont existé par le passé et ont marqué la morphologie de la chaîne (Ramos & Folguera 2009, Martinod et al. 2010, O’Driscoll et al. 2012). En effet, les zones de subduction horizontale affectent l’activité magmatique le long de la chaîne, l’arc s’éloigne de la fosse puis cesse de fonctionner lors de l’aplatissement de la subduction (Ramos & Folguera 2009). L’applatissement de la subduction augmente également le couplage à l’interface entre les deux plaques et induit une augmentation et une migration du raccourcissement vers l’est (e.g., Ramos & Folguera 2009). De nombreux travaux montrent un soulèvement dans les régions d’avant arc et d’arrière arc en lien avec la géométrie de la subduction (e.g., Spikings et al. 2008, Clift et al. 2003, Clift & Ruiz 2007, Regard et al. 2009, Eakin et al. 2014).
Origines des variations de pendages de la plaque plongeante
Dans les zones de subduction la majorité des séismes est localisée à l’interface entre la plaque plongeante et le manteau, la répartition des séismes permet donc d’obtenir une image du plan de subduction et de définir le pendage de la plaque plongeante. Les valeurs de pendages sont très différentes suivant la zone de subduction étudiée (∼30◦ au niveau de l’Amérique du Sud, ∼80◦ dans la région des Mariannes). De nombreuses études ont été réalisées pour déterminer quels paramètres contrôlent le pendage de la plaque plongeante, différents paramètres ont été proposés : (I) l’âge de la plaque plongeante (Vlaar & Wortel 1976, Molnar & Atwater 1978), (II) le régime thermique de la plaque plongeante (e.g., Furlong & Chapman 1982), (III) le taux de convergence (Luyendyk 1970, Furlong & Chapman 1982), (IV) la traction associée à la plaque plongeante et la poussée au niveau de la ride (Uyeda & Kanamori 1979), (V) la direction de la plaque plongeante (E vs. W ; Doglioni et al. 1999), (VI) la vitesse absolue et la nature de la plaque chevauchante (Schellart 2005, Lallemand et al. 2005). Les travaux récents de Lallemand et al. (2005) mettent en évidence qu’il n’y a pas de corrélation entre le taux de convergence, le régime thermique, l’age de la lithosphère, la traction ou la poussée de la plaque plongeante et la direction de la subduction ; seule la vitesse absolue de la plaque chevauchante contrôlerait le pendage de la plaque plongeante. Dans le cas de la subduction andine, le mouvement vers l’ouest de l’Amérique du Sud, lié à l’ouverture de l’océan Atlantique depuis ∼130-125 Ma (Larson & Ladd 1973), entraine une migration de la fosse vers l’océan et une subduction faiblement pentée (∼30◦ en moyenne). Les variations latitudinales du pendage de la plaque Nazca et les segments de subduction planes semblent s’expliquer par l’entrée en subduction de zones de fractures (Ride de Nazca et Ride de Juan Fernandez) présentes sur la Plaque Nazca. La flottabilité importante de ces zones empêcherait la plaque océanique de plonger et entrainerait ainsi un aplatissement de la plaque plongeante (van Hunen et al. 2002).
Modèles de soulèvement des Andes
Le soulèvement des Andes a été majoritairement étudié dans les Andes Centrales, au niveau de L’Altiplano. Sur le versant est des Andes les structures tectoniques sont bien documentées, des structures en compression contribuent à l’épaississement crustal et au soulèvement (e.g., Espurt et al. 2011, Gautheron et al. 2012, Barke & Lamb 2006, Isacks 1988, McQuarrie 2002, Kley & Monaldi 1998). En revanche, sur le flanc ouest des Andes les structures géologiques sont moins bien connues et les mécanismes qui ont contribué à l’épaississement crustal et au soulèvement de la Cordillère Occidentale sont encore débattus (e.g., Barnes & Ehlers 2009). Deux dynamiques de soulèvement s’opposent, le premier correspond à un soulèvement constant depuis 40 Ma (McQuarrie et al. 2005) tandis que le second serait un soulèvement rapide entre 10 et 6 Ma (Garzione et al. 2006, Schildgen et al. 2007). La part du contrôle tectonique vis à vis des processus d’altération et de dégradation du relief est discutée à l’heure actuelle et a peu été étudiée au Pérou. Différents modèles ont été proposés pour expliquer le soulèvement de l’Altiplano (Fig. 1.3) : (I) un raccourcissement tectonique réparti (e.g., Isacks 1988, Kley & Monaldi 1998, McQuarrie 2002), (II) un épaississement magmatique (Thorpe et al. 1981, James & Sacks 1999, Mamani et al. 2010), (III) des changements de propriété de la plaque continentale, des changements de géométrie de la subduction ou des changements des propriétés de l’interface entre les plaques (e.g., Isacks 1988, Gephart 1994, Allmendinger & Gubbels 1996, Lamb & Davis 2003), (IV) le sous placage du craton brésilien (Lamb & Hoke 1997), (V) une délamination et un fluage latéral de la croute inférieure (e.g., Garzione et al. 2006, Schildgen et al. 2007, Garzione et al. 2008, Husson 2003), (VI) un changement climatique ou un gradient d’érosion (e.g., Masek et al. 1994, Horton 1999, Montgomery et al. 2001, Lamb & Davis 2003, Barnes & Pelletier 2006, McQuarrie et al. 2008, Strecker et al. 2009). Pour comprendre les processus qui ont conduits au soulèvement des Andes et les liens éventuels avec la géométrie de la subduction mon travail de thèse se focalise sur la Cordillère Blanche qui, située juste au dessus du segment de subduction horizontale du nord Pérou, présente des contrastes de relief importants et les plus hauts sommets du Pérou.
Région de la Cordillère Blanche
Contexte tectonique régional et faille normale de la Cordillère Blanche
Le nord du Pérou et la région de la Cordillère Blanche ont été affectées par différentes phases tectoniques depuis l’Eocène (Mégard et al. 1984). L’épisode de déformation Incaïque (Eocène) correspond à la plus importante phase de raccourcissement dans les Andes Péruviennes et Boliviennes. Au nord du Pérou, cet épisode de raccourcissement s’est traduit par la formation de la zone de plis et de chevauchements du Marañón qui a ensuite été réactivée en compression au début du Miocène (épisode Quechua 1). L’épisode Quechua 2 s’est traduit principalement par du décrochement le long de structures NW-SE. Par la suite, la déformation migre dans les subandes au cours de l’épisode Quechua 3 (Mégard et al. 1984). Actuellement le front de déformation actif se situe à l’est des Andes.
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Table des matières
Introduction
1 Contexte
1.1 Les Andes, une chaîne segmentée
1.1.1 Topographie
1.1.2 Climat
1.1.3 Segmentation de la subduction
1.1.4 Modèles de soulèvement des Andes
1.2 Région de la Cordillère Blanche
1.2.1 Contexte tectonique régional et faille normale de la Cordillère Blanche
1.2.2 La Cordillère Blanche
1.2.3 Le Callejón de Huaylas
1.2.4 La Cordillère Noire
2 Méthodes
2.1 Thermochronologie basse température
2.1.1 Traces de fission sur apatites (AFT)
2.1.2 (U-Th)/He sur apatites
2.1.3 Thermochronologie OSL
2.1.4 Méthodes d’inversion numériques des données de thermochronologie
2.2 Analyse de la fracturation : inversion de populations de plans striés
2.2.1 Principe
2.2.2 Protocole
2.3 Thermobarométrie sur amphibole
2.3.1 Principe
2.3.2 Protocole
2.3.3 Calcul de pression et de température de mise en place du granite
2.3.4 Validitée de la méthode de Ridolfi & Renzulli (2012)
2.4 Modélisation numérique de l’évolution du paysage : FastScape
2.4.1 Principe
2.4.2 Intérêt de cette méthode
3 Subduction horizontale, magmatisme et soulèvement de la Cordillère Occidentale (Nord Pérou)
3.1 Résumé étendu en français
3.2 Paper accepted in Geology
3.2.1 Abstract
3.2.2 Introduction
3.2.3 Geologic and geodynamic context
3.2.4 Methods
3.2.5 New thermochronological data
3.2.6 Time temperature inversion
3.2.7 Discussion
3.2.8 Summary
3.2.9 Acknowledgements
3.2.10 References cited
4 Evolution temporelle du régime tectonique en contexte de subduction plane (Cordillère Blanche, Nord Pérou)
4.1 Résumé étendu en français
4.2 Paper in preparation for Journal of South American Earth Sciences
4.2.1 Abstract
4.2.2 Introduction
4.2.3 Geodynamic and tectonic context of northern Peru
4.2.4 Methods
4.2.5 Results
4.2.6 Discussion
4.2.7 Conclusions
4.2.8 References
4.2.9 Figures
5 Mise en place et érosion glaciaire du batholite de la Cordillère Blanche (Nord Pérou)
5.1 Résumé étendu en français
5.2 Paper in preparation for Journal of Geophysical Research, Solid Earth
5.2.1 Abstract
5.2.2 Introduction
5.2.3 Geological context
5.2.4 Glacial valleys morphology in the Cordillera Blanca
5.2.5 Methods
5.2.6 Results
5.2.7 Discussion
5.2.8 Conclusions
5.2.9 References
5.2.10 Figures
Conclusion
