Nouveau modèle tectono-climatique des Andes Centrales du Nord (5-9°S)

La subduction

 La subduction de la Plaque Nazca sous la Plaque Sud-Américaine est le processus géodynamique à l’origine de la structuration des Andes depuis au moins le Jurassique moyen (e.g. Coira et al., 1982; Jaillard et al., 2000; Rosas et al., 2007). Initialement, c’est la plaque océanique Farallon qui entrait en subduction sous l’Amérique, avant que la dorsale océanique ne soit entrainée sous la Plaque Nord-Américaine vers 23 Ma (Lonsdale, 2005). Trois plaques plongeantes subsistèrent, la Plaque Juan de Fuca en Amérique du Nord, la Plaque Cocos en Amérique centrale, et la Plaque Nazca au Sud-Est de l’océan Pacifique. Aujourd’hui, la  migration de la Plaque Sud-Américaine vers le Nord-Ouest implique une subduction orthogonale à légèrement oblique de la Plaque Nazca (flèches blanche ; Figure I-1). Le soulèvement des Andes est souvent associé aux phases de compression induites par l’accélération de la convergence entre les plaques Nazca et Sud-Américaine, qui elle-même dépend du mouvement relatif des plaques à l’échelle globale, mais aussi de la géométrie du slab plongeant (Barazangi & Isacks, 1979; Cahill & Isacks, 1992; Martinod et al., 2010) et de son interaction avec le manteau (Chen et al., 2019; Eakin et al., 2015; Martinod et al., 2010; Martinod et al., 2005; Schellart et al., 2008). La subduction de la Plaque Nazca montre une grande variabilité géométrique tout au long de la marge (Figure I-3), ayant fait varier au cours du temps l’importance du couplage entre les plaques convergentes et grandement influencé l’état thermique de la plaque supérieure. Aujourd’hui, on retrouve deux segments caractérisés par une subduction plate, la plus grande étant localisée au Pérou (3-15°S) sur plus de 1500 km de long, et la deuxième étant située au Chili (31-32.5°S). En plus de ces zones de subduction plates observées en Amérique du Sud, il n’en existe qu’une seule active reconnue dans le monde (Barazangi & Isacks, 1976; Manea et al., 2017), qui se trouve au centre du Mexique (16- 18°N). Figure I-3 : Carte représentant les deux zones de subduction plates en Amérique du Sud, l’emplacement des rides et plateaux océaniques et du volcanisme actuel. Quatre coupes représentent la géométrie du plan de subduction en Equateur (A), au centre du Pérou (B), de la Bolivie (C) et du Chili (D) (Martinod et al., 2010). Ces zones de subduction plates ont été initiées par la mise en subduction d’un plancher océanique contenant des hétérogénéités topographiques et de compositions telles que des plateaux ou des rides océaniques moins denses que la lithosphère océanique environnante, de  par leur composition plus felsique et une thermicité plus élevée (Vogt et al., 1976). L’entrée en subduction de ces corps de forte flottabilité engendre l’aplatissement du slab, faisant varier sa pente d’environ ~30-45° à quasiment l’horizontal. Ce soulèvement du slab augmente considérablement le couplage à l’interface des deux plaques convergentes (e.g. Espurt et al., 2008), engendrant une augmentation et la propagation du raccourcissement de la plaque supérieure vers les zones internes du continent, et une subsidence plus étendue du rétro-bassin d’avant-pays (e.g. Ramos and Folguera, 2009). De plus, l’hydratation mantellique par le slab océanique se produit dans une fenêtre de pressions et températures trop faible pour engendrer la fusion, provoquant la propagation vers le continent du magmatisme d’arc, jusqu’à la cessation complète du volcanisme (Barazangi & Isacks, 1976, 1979). L’étude du volcanisme d’arc à travers les Andes montre très bien cette progression spatiale de l’arc due à l’aplatissement du slab (e.g. Mamani et al., 2010). 

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). Figure I-8 : Cartes paléogéographiques du Pérou au Crétacé Inférieur-Supérieur, associée à une coupe interprétative du bassin d’arrière-arc au Nord du Pérou (Navarro-Ramirez et al., 2015). Ce bassin est aussi appelé « Plateforme Péruvienne Occidentale ». Durant le Crétacé Inférieur, la marge est affectée par un magmatisme d’arc et le développement d’un vaste bassin d’arrière-arc 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 & 28 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 . 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).