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

Contexte géodynamique 

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 22 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 23 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). Figure I-4 : Reconstitution du partitionnement de la tectonique régionale le long de la marge occidentale de la Plaque Sud-Américaine, en réponse à l’encrage du slab plongeant sous le bassin Amazonien, pendant la migration de la Plaque Nazca vers le Sud-Est. Les flèches représentent le mouvement de la Plaque Nazca par rapport à une plaque Amérique du Sud fixe (Chen et al., 2019). Ainsi la variabilité géométrique du slab plongeant engendre une déformation contrastée de la lithosphère continentale, et donc une segmentation des Andes Centrales. En effet, les Andes Centrales sont aussi conventionnellement différenciées de ses extrémités Nord et du Sud (subduction plate), caractérisées par une absence de volcanisme, une importante propagation 24 de la déformation vers l’Est, notamment montré par la sismicité intra-plaque continentale, et le développement de rétro-bassins d’avant-pays plus étendus tels que le Bassin Amazonien et le Bassin Pampas (Figure I-1). Quant aux Andes Centrales, dites aussi les « Andes Boliviennes », l’inclinaison forte du slab permet l’activité volcanique le long de la marge, induisant une thermicité élevée, un faible couplage inter-plaques et peu de sismicité intraplaque (Figure I-3). Grâce à la mise en évidence des gaps volcaniques et de la déformation de la plaque supérieure (e.g. Ramos and Folguera, 2009), les Andes Boliviennes montrent des évidences d’aplatissement du slab durant le Paléogène, entre ~45 et 24 Ma (Mamani et al., 2010; Martinod et al., 2010). La subduction d’un corps océanique moins dense implique aussi une diminution de la vitesse de la plaque océanique dans l’asthénosphère (Martinod et al., 2005), pouvant entrainer le retrait de la fosse océanique et l’extension de la marge, comme observé au niveau de la subduction plate du Chili. A l’inverse, on observe l’avancement de la fosse océanique dans les Andes Centrales du Nord (Schellart et al., 2008), ainsi qu’un régime tectonique à dominante compressive de la marge (Figure I-4). Ce contraste a très récemment été expliqué par l’encrage du slab océanique dans le manteau inférieur qui commence sous le Bassin Amazonien, puis qui se propage progressivement vers le sud (Figure I-4 ; Chen et al., 2019). Figure I-5 : (a) Variation de la longueur de la Plaque Nazca subduite sous l’Amérique du Sud sur 6 localités différentes de long des Andes. (b) Coupe parallèle à la fosse océanique de la tomographie MITP08, montrant l’enfoncement progressif de la Plaque Nazca dans le manteau inférieur, du Nord vers le Sud (Chen et al., 2019). L’aplatissement du slab au Pérou a été provoqué par la subduction de la Ride Nazca initiée il y a environ 14-11 Ma (Gutscher et al., 2000; Hampel, 2002; Rosenbaum et al., 2005), et dont la reconstruction cinématique (Figure I-6) a été calculée grâce à la symétrie des anomalies magnétiques de parts et d’autres des rides. A cause de sa subduction oblique, la Ride Nazca a progressivement migré vers le Sud-Est, raclant la lithosphère andine et provoquant un soulèvement tout le long de la marge péruvienne. Elle est aujourd’hui située dans la partie 25 Sud du Pérou (Figure I-6), où sa subduction a atteint le Bassin Amazonien et provoqué le soulèvement de l’Arche Fitzcarrald depuis 5 Ma (Espurt et al., 2007). Gutscher et al. (1999) propose aussi l’existence d’un plateau océanique sous le Nord-Est du Pérou, appelé le plateau incaïque, qui aurait de même participé au soulèvement des Andes péruviennes du Nord entre ~14 et 8 Ma, en passant en subduction vers la latitude 5°S (Rosenbaum et al., 2005). Selon certains auteurs, l’aplatissement du slab engendrerait aussi une dynamique du manteau, se reflétant en surface par de la topographie dynamique positive et négative, respectivement au niveau du relief andin et du Bassin Amazonien (Eakin et al., 2014; Moucha et al., 2007). Figure I-6 : Reconstruction de la subduction et migration de la Ride de Nazca et du plateau incaïque depuis le Miocène moyen (modifié à partir de Rosenbaum et al. (2005)) et localisation des points 1-2-3 de la Figure I-7. Les variations de vitesses de convergence entre la Plaque Nazca et Sud-Américaine ont étaient calculées par de nombreux chercheurs (Maloney et al., 2013; Pilger, 1984; Somoza & Ghidella, 2005, 2012), qui montrent une accélération aux alentours de 30 Ma, puis une décélération progressive depuis 25-15 Ma. La récente étude de Maloney et al. (2013) montre des variations de vitesses depuis le Dogger en différentes points des Andes, au Nord, centre et Sud du Pérou, où il met en avant une histoire relativement commune, avec trois phases 26 prédominantes de convergence (Figure I-7). Une première phase majeure se produit entre ~110 et 85 Ma, pouvant correspondre à la première phase orogénique enregistrée dans les Andes et décrite comme la phase Péruvienne (Jaillard, 1994; Sempere, 1994; Vicente, 1990). Une seconde période de convergence démarre à partir d’environ 55 Ma et se poursuit jusqu’à 40 Ma, correspondant à la phase orogénique « incaïque » de Steinmann (1929), qui a laissé les traces d’une intense déformation sur la marge péruvienne (Jaillard & Soler, 1996). Selon les calculs de vitesse de Maloney et al. (2013), cette convergence est bien plus importante au Nord du Pérou que dans les Andes Boliviennes durant le Paléogène (Figure I-7). Finalement une dernière phase de forte convergence se traduisant par une forte accélération depuis environ 30 Ma a affecté de façon homogène l’ensemble du Pérou pour donner les Andes actuelles. Elle a été qualifiée de phase orogénique « Quechua » (Jaillard et al., 2000; Mégard, 1984), que nous nommerons période orogénique « andine » dans ce mémoire. Selon Somoza and Ghidella (2005), la direction de convergence entre les deux plaques a considérablement changé à partir d’environ 27 Ma, en passant d’une direction ~N80 (47-28 Ma) à N45 (26-0 Ma). Ainsi, la convergence, oblique à la côte entre 47 et 28 Ma, est devenue plus orthogonale durant le Néogène. Ces changements de géométries et de vitesses du slab ont provoqué des variations dans le régime tectonique affectant la marge Sud-Américaine, pouvant se traduire par de la compression, de l’extension et/ou du décrochement (Figure I-4) ainsi que des phénomènes de soulèvement et de subsidence due à la topographie dynamique. Figure I-7 : Vitesses de convergence orthogonales et parallèles entre les plaques Nazca et Sud-Américaine aux points 1-2-3 localisés sur la Figure I-6 (modifié à partir de Maloney et al. (2013)). Les barres violette et rouge représentent respectivement la période de subduction de la Plaque Farallon et de la Plaque Nazca. 

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 (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 & 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 (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). 30 Figure I-9 : Cartes paléogéographiques et paléo-environnementales du Bassin Amazonien au Cénozoïque (Hoorn et al., 2010). 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 (1) 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 (2) 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. Figure I-10 : Carte géologique du Pérou au millionième (à gauche) issue de l’INGEMMET, et carte topographique correspondante montrant les unités morpho-tectoniques des Andes Centrales du Nord. Carte téléchargeable sur le site http://geocatmin.ingemmet.gob.pe/geocatmin/. L’Altiplano (3) 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. La Cordillère Orientale (4) La Cordillère Orientale représente la partie la plus élevée du prisme orogénique oriental, qui est aussi la partie la plus exhumée des Andes, où se retrouvent à l’affleurement d’épaisses unités sédimentaires Paléozoïques, ainsi que le socle Protérozoïque intrudé par de nombreux plutons Paléozoïques. Cette unité, très large au niveau des Andes Boliviennes, devient de plus en plus étroite vers le Nord. La zone subandine (5) La zone subandine représente le front de déformation du prisme orogénique oriental, elle forme les « foothills » du flanc Est des Andes et correspond à la zone de wedge-top du système de bassin d’avant-pays amazonien. Elle est déformée par une tectonique thin-skinned et/ou thick-skinned qui s’est propagée vers l’Est vers le craton Amazonien, en impliquant les formations Mésozoïques et Cénozoïques, et en remobilisant par endroits des structures de socle héritées d’une ancienne chaîne permienne (Calderon et al., 2017a; Eude et al., 2015). La déformation de la zone subandine s’est propagée très à l’Est vers le Nord, où se sont développés de larges bassins comme celui de Huallaga. La plaine amazonienne (6) Elle correspond généralement à la zone de foredeep du retro-bassin d’avant-pays et se développe surtout au nord (bassin de Marañon) (Figure I-10), où elle n’est pas affectée par le soulèvement de l’Arche de Fitzcarrald et limitée à l’est par la zone de forebulge d’Iquitos (Roddaz et al., 2005a). Au sud de l’Arche de Fitzcarrald, elle correspond à la plaine du bassin Madre de Dios qui s’élargie progressivement vers la Bolivie.