Les Andes méridionales

Les Andes méridionales ou Cordillère de Patagonie se situent entre 35°S et 55°S de latitude (latitude de la Terre de Feu) (Figure II.10). La morphologie de ce segment des Andes est très différente des précédents segments. En effet, la topographie générale décroit progressivement du nord vers le sud depuis des sommets à environ 3500 mètres d’altitude jusqu’à des reliefs de faible altitude (en moyenne environ 1000 mètres) ponctués de quelques hauts sommets (Mt San Valentin, 4058 m ; Mt San Lorenzo, 3608 m ; Fitz Roy, 3405m). La morphologie de la marge est très morcelée contrairement aux segments situés plus au nord. Cette caractéristique est observée depuis le nord de l’île de Chiloé jusqu’à la Terre de Feu (Figure II. 10). Les différentes unités morphostructurales sont les suivantes. Entre 35°S et 42°S et d’ouest en est, la cordillère se divise en une Cordillère Côtière, une Dépression Centrale, une Cordillère Principale une zone Sub-Andine et localement le plateau de Somuncara. Au sud du point triple du Chili, localisé à 46°12’S, la Cordillère est carcatérisée par la Cordillère de Patagonie (massifs Northern and Southern Ice Cap), le massif de Deseado à l’est et la Cordillère de Darwin au sud dont l’orientation générale est NO-SE (Figure II.10).

La segmentation ouest-est dans cette partie des Andes méridionales n’est pas présente. Une des particularités majeure de ce segment situé entre le point triple du Chili et la Terre de feu est la présence de dépressions transverses à la chaîne, occupées actuellement par des lacs post-glaciaires.

Figure II.10 : Unités morphostructurales des Andes méridionales. Les principales provinces volcaniques sont représentées en orange. Nous remarquons qu’à la latitude du point du Chili, une lacune en volcanisme d’arc est présente, en relation avec la subduction de la dorsale du Chili. L’encadré noir correspond à notre zone d’étude, décrite dans la suite de cette thèse.

Dans cette partie, nous nous intéressons aux segments situés entre 35°S et 45°S et entre 50°S et 55°S de latitude. L’évolution tectono-magmatique de la Patagonie Centrale (45°S-48°S), qui fait l’objet de ce mémoire, est abordée avec plus de détail dans la partie II.2 de ce chapitre.

II.1.3.1. La Patagonie du nord

La Patagonie du nord est située entre les latitudes 35°S et 45°S Cette région a connu au cours du Mésozoïque une phase d’extension majeure, comparable à celle décrite au

niveau des segments situés plus au nord. Cette phase d’extension est suivie au Crétacé supérieur par une phase de raccourcissement très bien observée au niveau de la Cordillère Principale, caractérisée par l’inversion de failles normales mésozoïques (e.g. Cobbold et Rossello, 2003 ; Ramos et Folguera, 2005). Plus à l’est, au niveau du bassin de Neuquén, la déformation du socle et de la couverture sédimentaire accommode l’essentiel des 45 à 55 km de raccourcissement enregistrés dans cette région entre le Crétacé supérieur et l’Eocène (Introcaso et al., 1992 ; Ramos, 1999 ; Cobbold et Rossello, 2003). A cette époque, l’arc magmatique migre vers l’est en direction du bassin d’avant-pays (Ramos et Folguera, 2005). Entre l’Oligocène et le Miocène inférieur, la marge andine se caractérise par une extension générale (Munoz et al., 2000). Cette dernière démontrée plus au nord par Charrier et al. (2002) a été le sujet de nombreux travaux entre 36°S et 39°S par Jordan et al. (2001), Ramos et Folguera (2005) et Burns et al. (2006) et à la latitude de 41°S par Munoz et al. (2000). En ce qui concerne le magmatisme, cette époque est caractérisée par une activité importante et par une migration de l’arc volcanique principal en direction de la fosse (Ramos et Folguera, 2005). Au Miocène moyen, une seconde phase de raccourcissement, identique à celle des parties septentrionales, nommée phase Quechua, induit l’inversion des bassins extensifs préexistants. Comme nous l’avons vu au niveau des Andes centrales du Sud, cette phase de raccourcissement est datée entre 21 et 16 Ma (Charrier et al., 2002) tandis qu’au niveau du bassin de Neuquén le raccourcissement débute à environ 12 Ma (Folguera et al., 2006). Durant cette période, le magmatisme d’arc migre de nouveau vers l’est, à plus de 500 km de la fosse (Kay, 2002). Entre le Pliocène et le Quaternaire, le régime tectonique des Andes de Neuquén est sujet à controverse. En effet, certains auteurs proposent que suivant la phase de compression Quechua, une phase extensive débuterait à partir de 5 Ma (Folguera et al., 2006). A l’inverse, Cobbold et Rossello (2003) et Galland et al. (2007) proposent, à partir d’analyses structurales et morphologiques, que la phase compressive se poursuit entre le Pliocène et l’actuel (Figure. II-11), situation comparable à celle décrite plus au nord au niveau des Andes centrales du sud (Zapata et Allmendinger, 1996 ; Giambiagi et al., 2003).

Entre 39°S et 46°S, la marge chilienne est affectée sur plus de 1000 km de long par un système de failles décrochantes dextres, appelé Zone de Faille de Liquine-Ofqui (ZFLO). Ce système de failles actives depuis le Cénozoïque accommode l’obliquité de la convergence de la plaque Nazca par rapport à la plaque Amérique du Sud (Hervé, 1994 ; Cembrano et al., 1996, 2002 ; Rosenau et al., 2006). L’accommodation de la convergence par la ZFLO induit très peu de raccourcissement dans la partie arrière-arc de cette région (Figure. II.11). En effet,

Martinez et al., (1997) proposent seulement 20 à 40 km de raccourcissement depuis le Cénozoïque à 40°S de latitude..

Figure II.11 : Blocs 3D schématiques illustrant le style tectonique actuel de la Cordillère patagonienne du nord entre les latitudes 37°S et 41°S. A 37°S de latitude, le bassin de Neuquén est caractérisé par une série de chevauchements à vergence est, tandis que plus au sud, la majorité du raccourcissement est accommodé le long de grands décrochements lithosphériques tels que la zone de failles Liquine-Ofqui (d’après Echlter, séminaire Géosciences Montpellier, 2006).

II.1.3.2. La Patagonie australe

Les Andes méridionales australes sont situées entre 50°S et 55°S de latitude. La forme incurvée de cette portion des Andes diffère de l’ensemble de l’orogène andin. Les principales unités géologiques correspondent à un socle métamorphique Paléozoïque à degré de métamorphisme variable, à des unités volcaniques siliceuses datées entre le Jurassique moyen et la fin Jurassique, à un batholite côtier Méso-Cénozoïque, à une séquence ophiolitique comprise entre le Jurassique et le Crétacé inférieur (ceintures des Rocas Verdes), à une séquence sédimentaire Cénozoique correspondant au bassin de Magellan dont l’épaisseur des sédiments dépasse localement 8000 mètres suivie par des unités volcaniques Cénozoïques. L’évolution tectonique de cette région est caractérisée par plusieurs phases de déformations majeures. Entre le Trias et le début du Crétacé, une extension importante est responsable d’un

volcanisme siliceux de grande ampleur accompagné par le rifting de l’ensemble de la marge de la Terre de Feu, aboutissant à la formation de croûte océanique (Dalziel et al., 1974 ; Dalziel, 1981, Dalziel and Forsythe, 1985 ; Cunningham, 1993). A la fin du Crétacé, le régime tectonique devient compressif, transition sensiblement reliée à un pic de convergence à 100 Ma. Il en résulte la fermeture et l’inversion du bassin des Rocas Verdes (Dalziel et al., 1974). Simultanément, la Cordillère de Darwin et la Cordillère patagonienne subissent une phase de surrection majeure (Dalziel, 1985 ; Cunningham, 1993). A cette époque, la chaîne de Magellan et le bassin d’avant-pays de Magellan (ou bassin Austral) se développent (Ramos, 1989 ; Kraemer et Riccardi, 1997 ; Coutand et al., 1999). Au cours du Paléogène, le régime compressif à transpressif se poursuit depuis la cordillère jusqu’au bassin d’avant-pays où plus de 5000 mètres d’épaisseur de sédiments se déposent (Biddle et al., 1986). La propagation de la déformation vers l’est se poursuit jusqu’au Pliocène (Diraison et al., 1997). Enfin, au cours du Tertiaire, une série de grabens perpendiculaires à la chaîne se développe sur l’ensemble de la région (Diraison et al., 1997). L’âge exact de ce rifting transverse n’est pas contraint actuellement. L’extrémité sud de la Patagonie est également caractérisée par l’interruption du front tectonique par une série de failles normales contrôlant la marge passive nord de la mer de Scotia (Lagabrielle et al., 2009).

Cette région est également caractérisée par une série d’intrusions Miocène localisée entre 48°S et 55°S, le long d’un linéament nord-sud (Zone Volcanique Sud et Zone Volcanique Australe) (Halpern, 1973 ; Michael, 1984 ; Michel et al., 2008). Ces plutons sont caractérises par des signatures différentes comprises entre des complexes acides à mafiques et à des adakites. Les intrusions acides à mafiques correspondent du sud au nord : (1) Au complexe du Torres del Paine (51°S de latitude) dont l’âge de mise en place dans les séries Crétacé est daté entre 12.50 ± 0.02 Ma et 12.59 ± 0.02 Ma (Michel et al., 2006). Ce complexe constitué de diorites et de gabbros (Baumgartner et al., 2006 ; Leuthold et al., 2007) s’est mis en place dans un contexte transpressif et transtensionel (Altenberger et al., 2003). (2) Au Cerro Moyano et Cerro Elefante (51°S de latitude) dont les diorites les constituants sont datées à 16 ± 1 Ma (Ramos et al., 2004). (3) Au massif du Fitz Roy (environ 49°S) daté à 18 ± 3 ma (Nullo et al., 1978). Les corrélations spatiales et temporelles de l’emplacement de ces intrusions par rapport à la subduction de la dorsale du Chili débutant à 18 Ma montrent que ces plutons sont plus vieux que le début de la subduction (Sanchez et al., 2008). Mais cette corrélation n’est pas valide pour le complexe du Torres del Paine dont l’âge de mise en place

1). En ce qui concerne les plutons adakitiques, ils sont représentés par le Mt Chalten (49°S, 14.50 ± 0.55 Ma), par le Mt puesto Nuevo (48°50’S, 13.12 ± 0.55 Ma) et par le massif du Cerro Pampa (48°S, 11.36 ± 0.55) (Kay et al., 1993 ; Ramos et al., 2004). Ces auteurs proposent que leur formation est liée à la fusion de la croûte océanique jeune et chaude de la plaque Nazca, avant l’entrée en subduction de la dorsale du Chili.

A travers ce résumé de la segmentation morphostructurale et des événements tectono-magmatiques ayant affectés la Cordillère des Andes depuis le Mésozoïque, nous remarquons que l’évolution de cette chaîne est complexe et est marquée par des phases d’extensions et de compressions, d’arrêts et/ou de migration du volcanisme. De plus, la topographie le long de la Cordillère des Andes est très variables depuis le nord des Andes jusqu’à la Terre de Feu où des reliefs à plus de 6000 mètres d’altitude, dominant la partie centrale des Andes, contrastent avec les faibles reliefs du sud de l’Amérique du Sud.