Les Andes centrales du nord

Les Andes centrales du nord sont comprises entre le sud de l’Équateur et le Pérou. Mégard (1987) a proposé que cette portion des Andes centrales résulte d’une forte extension au cours du Jurassique puis de phases compressives caractérisées par des inversions tectoniques le long de failles à fort pendage enregistrées entre la fin du Crétacé et le Miocène. La phase Péruvienne à la fin du Crétacé est responsable de la surrection de la Cordillère Ouest (Vicente et al., 1990), la phase Inca entre l’Eocène et l’Oligocène a pour principale conséquence la surrection majeure des Andes péruviennes (Vicente et al., 1979) et la phase Quechua au Miocène induit la surrection et la déformation de la Cordillère Est et du bassin d’avant-pays. Ces 3 phases majeures sont synchrones d’une accélération de la vitesse de convergence des plaques en présence (Amérique du Sud, Farallon, puis Nazca et Cocos) (Pardo-Casas et Molnar, 1987 ; Somoza, 1998). On ne note également une diminution du pendage de la plaque Nazca induisant également une migration du magmatisme d’arc vers l’est (Pilger, 1984). Durant la dernière période de compression au Miocène, la Cordillère ouest péruvienne est marquée par un contexte de subduction plate (Figure. II.6), suivie à la fin du Miocène par la subduction de la ride asismique de Nazca (Sébrier et Soler, 1991). Simultanément, la haute Cordillère de l’Ouest est affectée par la mise en place du batholite de la Cordillère Blanche (13-3 Ma) dont l’exhumation débute à environ 5 Ma (Garver et al., 2003). Cette exhumation rapide s’accompagne d’une forte extension contrôlée par une faille de détachement majeure entre le Pliocène et l’Actuel (e.g. Deverchère, 1988 ; Garver et al., 2003). Tandis qu’à l’est, le domaine plissé de l’avant pays péruvien est en compression. Cette phase d’extension locale est mise en relation avec une instabilité gravitaire liée à la surrection régionale de la haute Cordillère de l’Ouest (Garver et al., 2003).

Figure II.6 : Evolution tectonique des Andes centrales du Nord depuis un stade d’extension arrière-arc au début du Crétacé à un stade de régime compressif au cours du Cénozoïque. Nous remarquons au niveau du stade D) que l’extension importante de la Cordillère Blanche n’est pas mentionnée (d’après Ramos, 2000).

II.1.2.2. Les Andes centrales

Les Andes centrales s.s. comprennent le sud du Pérou, la Bolivie, le nord du Chili et le nord-ouest de l’Argentine. Cette partie des Andes centrales est divisée d’ouest en est en sous domaines : la Cordillère Occidentale, la Cordillère Blanche uniquement présente au nord, les hauts plateaux andins de l’Altiplano et de la Puna, la Cordillère Orientale et le domaine Sub-andin (Figure. II.7) (Jordan et al., 1983).

Ce segment, comme celui situé plus au nord, est caractérisé par une forte extension au Mésozoïque où un bassin-arrière arc important se développe entre 21°S et 27°S de latitude (Mpodozis et Ramos, 1990). A cette même époque, la forte obliquité de la plaque océanique en subduction par rapport à la marge andine induit le développement du système décrochant d’Atacama, contrôlant l’emplacement du batholite côtier entre le Jurassique et le crétacé le long de la Cordillère côtière (Naranjo et al., 1984). A la fin du Crétacé, ce système est tectoniquement inversé lors de la phase de compression précédemment décrite le long du Pérou (phase péruvienne) (Mpodozis et Ramos, 1990). En ce qui concerne les régions de l’Altiplano et de la Puna, une phase d’extension au cours du Crétacé moyen (Albien) induit la formation de grabens (Salfity, 1994). Ces bassins seront inversés à partir de 25 Ma lors de la phase de compression majeure Quechua (Sempere et al., 1990 ; Allmendinger et al., 1997). Cette phase est synchrone de la fragmentation de la plaque Farallon en 2 plaques, la plaque Cocos et la plaque Nazca, de l’augmentation de la vitesse de convergence de la plaque Nazca par rapport à la marge andine et de la diminution du pendage du slab (Pardo-Casas et Molnar, 1987 ; Somoza, 1998).

Figure II.7 : Carte des provinces

tectoniques et localisation des séries volcaniques récentes des Andes centrales entre la Bolivie, le Chili et l’Argentine (latitudes 16°S et 40°S). Cette carte illustre également le partage des eaux contrôlé par les hauts plateaux de l’Altiplano-Puna (trait noir gras). La limite pacifique correspond à la ligne de crête andine de la frontière ouest des hauts plateaux, tandis que la limite Atlantique correspond à la bordure est des hauts plateaux (d’après Jordan et al., 1983)

Les hauts plateaux de l’Altiplano et de la Puna sont présents sur plus de 1800 km de long, 400 km de large à une altitude moyenne de plus de 3500 mètres d’altitude (Figure II.5). Ils sont situés dans la partie la plus large de la chaîne, dont les parties occidentales et orientales sont contrôlées par un système de chevauchements opposés, caractéristiques d’une structure en pop-up. La surrection de ces plateaux débute à 25 Ma pour l’Altiplano et 15 Ma pour le plateau de la Puna (phase Quechua) (Allmendinger et al., 1997). Ils connaissent une deuxième phase de surrection majeure entre 12-6 Ma et 1-2 Ma respectivement (Allmendinger et al., 1997 ; Coutand et al., 2006 ; Mortimer et al., 2006 ; Strecker et al., 2007) avec des taux de surrection de l’ordre de 0,2 à 0,3 mm/an (Grégory-Wodzicki, 2000) et un raccourcissement maximal de 320 km (Kley et al., 1999). Les causes de la surrection de ces hauts plateaux sont encore débattues mais certains auteurs proposent une combinaison entre un raccourcissement horizontal important accompagné d’environ 20 à 30% de sous-placage magmatique (e.g. Allmendinger et al., 1997). Ces deux processus induisent un épaississement crustal très significatif pour une chaîne de subduction, dont les valeurs varient entre 70 km à 80 km d’épaisseur (Zandt et al., 1994 ; Beck et al., 1996). Plus récemment, Garzione et al., (2006) proposent qu’un processus de délamination lithosphérique soit responsable des derniers stades de surrection des hauts plateaux andins. Pendant la surrection de l’Altiplano, la déformation compressive migre vers l’est depuis la Cordillère Orientale vers le système sub-andin où une proto-chaîne se met en place (Figure II.8). Celle-ci est accompagnée par la subduction continentale vers l’ouest du bouclier brésilien débutant au Miocène et dont les effets sont majeurs sur la surrection de la chaîne occidentale (Figure II.8). En ce qui concerne le volcanisme, cette région est caractérisée par un arc magmatique large depuis le Néogène lié à des variations de pendage du slab (Central Volcanic Zone, CVZ, Figure II.2). Par exemple, entre 17 et 12 Ma, des marques de volcanisme calco-alcalin sont observées à l’est de l’Altiplano associées à une diminution du pendage de la plaque Nazca en subduction (Kay et al., 1999).Tandis qu’entre 12 et 3 Ma, d’importants épanchements ignimbritiques sont observés. Leur migration vers l’ouest indique une augmentation légère du pendage de la subduction (Kay et al., 1999).

Figure II.8 : Coupe lithosphérique de la subduction andine au niveau de la transversale des Andes Centrales (latitude des hauts plateaux boliviens). Cette figure illustre le contrôle de la surrection des hauts plateaux par le raccourcissement et par le sous-placage magmatique. Nous remarquons également la propagation de la déformation de la déformation compressive vers l’est caractérisée par une série de chevauchements (tectonique

de type thin-skinned) affectant la zone sub-andine (extrait d’Elément de Géologie, 13^ème

édition, Lagabrielle, Pomerol, Renard, Edition Dunod)..

L’évolution tectonique récente de cette portion majeure des Andes centrales est caractérisée par la propagation vers l’est de la déformation au niveau du bassin d’avant-pays du système sub-andin et par la réactivation hors-séquence des chevauchements de l’Altiplano-Puna et de la Cordillère Orientale (Ramos, 2000). Actuellement, les bordures nord et sud des hauts plateaux andins sont affectées par une tectonique extensive (e.g. Sébrier et al., 1985 ; Allmendinger et al., 1997). Ce système évoque la possibilité d’un fluage crustal vers le nord et le sud sous le segment central (e.g. Gerbault et al., 2002) Il est à noter également que la formation de ces hauts plateaux a une influence majeure sur le climat de cette portion des Andes, induisant une organisation asymétrique W-E des précipitations (Strecker et al., 2007).