Andes du Sud

La subduction de la plaque Pacifique sous la lithosphère continentale sud-américaine a commen-cé depuis le Jurassique inférieur au moins. Un régime tectonique extensif domine au Mésozoïque inférieur et moyen, en relation avec la fracturation de la Pangée, permettant le développement d’une épaisse sédimentation marine dans les bassins arrière-arc. Cette situation, interrompue au Jurassique terminal par une crise tectonique, se rétablit au Crétacé inférieur.

La subduction de la plaque Pacifique sous la lithosphère continentale sud-américaine a commen-cé depuis le Jurassique inférieur au moins. Un régime tectonique extensif domine au Mésozoïque inférieur et moyen, en relation avec la fracturation de la Pangée, permettant le développement d’une épaisse sédimentation marine dans les bassins arrière-arc. Cette situation, interrompue au Jurassique terminal par une crise tectonique, se rétablit au Crétacé inférieur.

L’inversion du régime tectonique se produit au Crétacé moyen. A partir de cette date, les déforma-tions compressives apparaissent et deviennent de plus en plus fréquentes et intenses avec le temps, provoquant la fermeture des bassins sédimentaires et la surrection lente de la marge qui émerge. A ce contexte s’ajoute l’influence de la subduction oblique qui induit des décrochements le long de failles parallèles à la zone de subduction.

L’inversion du régime tectonique se produit au Crétacé moyen. A partir de cette date, les déforma-tions compressives apparaissent et deviennent de plus en plus fréquentes et intenses avec le temps, provoquant la fermeture des bassins sédimentaires et la surrection lente de la marge qui émerge. A ce contexte s’ajoute l’influence de la subduction oblique qui induit des décrochements le long de failles parallèles à la zone de subduction.

Paléocène : En conséquence de l’obliquité de la subduction, des failles décrochantes et des bas-sins en pull-apart se forment. Les contraintes générées par la subduction sont telles qu’au niveau de l’avant arc, la croûte subduite est cassée au nord.

Paléocène : En conséquence de l’obliquité de la subduction, des failles décrochantes et des bas-sins en pull-apart se forment. Les contraintes générées par la subduction sont telles qu’au niveau de l’avant arc, la croûte subduite est cassée au nord.

L’histoire magmatique récente et actuelle de la partie nord des Andes du sud, est contemporaine du raccourcissement et de l’élévation du relief en Patagonie (Fig 1.10). Au sud, la plaque Farallon plonge en subduction avec un angle plus faible qu’au nord.

L’histoire magmatique récente et actuelle de la partie nord des Andes du sud, est contemporaine du raccourcissement et de l’élévation du relief en Patagonie (Fig 1.10). Au sud, la plaque Farallon plonge en subduction avec un angle plus faible qu’au nord.

c d

Figure 1.10. Evolution

tectoni-que des Andes du Sud au Néogène. a) Subduction et arc volcanique actif, b) Formation de roches méta-morphiques au coeur de la structure en

a b

fleur et émission de basaltes alcalins dans l’arrière arc c) exhumation des parties profondes et mise en place d’adakites, d) Formation d’un bassin

arrière arc et réactivation du volca-nisme d’arc (modifié de Ramos et al.,

2000)

1.2.2 Andes Centrales (Mégard, 1984 ; Sempéré, 1995 ; Jaillard et al., 1995 ; 2000).

Elles constituent l’exemple type d’une « chaîne liminaire » liée à la subduction d’une plaque océa-nique sous une lithosphère continentale (e.g. Mégard, 1984).

Après les dépôts clastiques continentaux tardi-hercyniens (Permien-Trias inférieur), le Trias supé-rieur est marqué par une tectonique extensive, une transgression marine et un événement thermique marqué par la mise en place de nombreux granites d’anatexie.

La naissance au Lias d’un puissant arc magmatique illustre l’existence d’une subduction. Le ré-gime extensif permet le dépôt d’épaisses séries carbonatées liasiques dans les bassins d’arrière-arc (Fig. 1.11a). Le Jurassique moyen montre une régression marine, suivie de déformations compressi-ves qui culminent au Jurassique terminal avec des hiatus et discordances, et la mise en place d’un nouvel arc magmatique.

Le Crétacé inférieur est une période de quiescence tectonique et de sédimentation clastique en régime plutôt distensif. L’arrivée de tels sédiments serait liée au rifting de l’Atlantique Sud et/ou à un changement climatique. Plus au Sud (Nord Chili), la sédimentation reste carbonatée.

Comme en de nombreux points du monde, le Crétacé moyen (Albien) voit le passage à un ré-gime tectonique compressif, qui provoque la surrection des parties occidentales de la marge (Arc Casma au Pérou, proto-Cordillère de Domeyko au Chili). L’activité tectonique augmente au cours du Crétacé supérieur, pour culminer au Crétacé terminal avec l’émersion généralisée de la marge andine (Fig. 1.11b). L’activité de l’arc magmatique est marquée par la mise en place de l’imposant «batholite côtier» péruvien.

L’intervalle Paléocène-Eocène est dominé par une intense activité de l’arc magmatique, avec mise en place d’énormes calderas et des intrusifs associés (Fig. 1.11c). La limite Paléocène-Eocène est marquée dans toute la zone par une discordance érosive associée à des déformations en com-pression. Après une transgression locale de l’Eocène moyen, les déformations compressives de l’Eocène supérieur (phase incaïque) gagnent les zones orientales de la marge (Bolivie), provoquant l’élargissement et la migration vers l’Est de l’arc magmatique, et marquant le début de l’orogenèse andine.

A l’Oligocène-Miocène inférieur, la surrection en compression de la Cordillère Orientale induit la naissance de deux traits morphologiques majeurs : les bassins intra-montagneux (dont l’Altiplano) entre Cordillères occidentale et orientale, et le bassin d’arrière arc qui se transforme progressivement en bassin d’avant-pays (Fig. 1.11d).

L’important raccourcissement tectonique du Miocène supérieur provoque la surrection rapide de la Cordillère Orientale ainsi que celle de l’Altiplano-Puna. L’épaississement crustal subséquent est à l’origine de l’épaisse racine crustale de nature continentale des Andes centrales, et probablement de la genèse au Pliocène d’énormes quantités d’ignimbrites par fusion crustale.

a. b. c. d.

Figure 1.11. Evolution

tectonique des Andes du Nord du Chili.

a) Extension arrière arc associée à un volcanisme actif,

b) Surrection de la proto-Cordillère de Domeyko, c) Mise en place des por-phyres cuprifères, inver-sion tectonique en com-pression et subduction oblique, et

d) Déformation et migra-tion de l’arc et formamigra-tion de la Cordillère de Do-meyko (d’après Alemán et Ramos, 2000).

1.2.3 Andes du Nord

La partie nord de l’Amérique du Sud se différencie des autres parties de la chaîne par la pré-sence de terrains océaniques, accrétés à la marge andine depuis le Crétacé supérieur (e.g. Gansser, 1973 ; Aubouin, 1973 ; Goossens & Rose, 1973 ; Fig. 1.8), par un raccourcissement tectonique appa-remment faible (Vega, 1998 ; Rivadeneira et al., 1999), et par une altitude moyenne inférieure à celle des Andes centrales.

Les Andes septentrionales sont constituées d’une Cordillère occidentale formée des terrains océaniques accrétés, d’une Cordillère centrale (en Colombie) ou Royale (en Equateur) formée de roches métamorphiques continentales, et d’une zone subandine en Equateur ou Cordillère Orientale

de Colombie, faite de sédiments des bassins orientaux plus ou moins soulevés et déformés. La re-constitution de l’évolution de la marge andine de cette région est donc basée sur l’étude des zones orientales andines.

Le Trias supérieur voit se développer, au Nord (Colombie, Nord de l’Equateur), une série de bassins continentaux à remplissage partiellement volcanoclastique lié au début du rifting téthysien (Jaillard et al., 1990), et au Sud (Sud Equateur) une plate-forme carbonatée subsidente, connectée au bassin péruvien. Au Sinémurien, un puissant arc magmatique continental se développe dans toute la région (Aspden et al., 1987), générant à l’Ouest des laves andésitiques et intrusions granodioritiques (Cordillère Real et zone subandine d’Equateur ; Romeuf et al., 1995), et à l’Est des dépôts clastiques continentaux rouges d’arrière arc (Bassin oriental), bordés localement à l’Est par une plate-forme car-bonatée et évaporitique. L’activité de cet arc semble s’interrompre vers ≈ 140 Ma (Jurassique supé-rieur (Aspden et al., 1987), probablement à la suite d’un important changement dans la cinématique des plaques (Jaillard et al., 1990 ; 1995). Cette période est suivie par une long hiatus d’érosion.

La sédimentation reprend au Crétacé inférieur par des grès continentaux à littoraux transgres-sifs (Aptien-Albien inférieur ?), suivis par une transgression marine diachrone du Sud-Ouest au Nord-Est (Robert et al., 2002), qui dépose des argiles, marnes et grès de plate-forme marine. Le Crétacé moyen enregistre une série de transgressions et régressions et un contexte tectonique stable, suivis à partir du Turonien supérieur, par de discrètes déformations synsédimentaires (Christophoul, 1999). Le Santonien enregistre selon les endroits des hiatus érosifs ou l’arrivée de dépôts terrigènes, suivis au Campanien moyen à supérieur d’une discontinuité majeure enregistrée dans toutes les zones orienta-les (Jaillard et al., 1997 ; 2005 ; Helenes & Somoza, 1999), contemporaine de l’accrétion des premiers terrains océaniques (voir plus loin). Une dernière transgression au Maastrichtien inférieur est suivie du dépôt de sédiments terrigènes fins d’âge Maastrichtien supérieur à Paléocène (Toro Álava, 2007).

A partir du Paléocène supérieur, une série d’événements tectoniques datés du Paléocène supé-rieur, Eocène infésupé-rieur, Eocène supésupé-rieur, Oligocène supérieur et Miocène supérieur est enregistrée par des discontinuités importantes (Christophoul et al., 2002 ; Hungerbühler et al., 2002) ou des pha-ses de surrection/érosion rapide (Spikings et al., 2000 ; Ruiz et al., 2004). Le Miocène moyen (≈ 15-10 Ma) correspond à un tournant dans l’évolution orogénique, puisque le bassin arrière-arc évolue alors en bassin d’avant-pays (Jaillard et al, 2007 ; Toro et al., sous presse), les Andes enregistrent une surrection rapide (Hungerbühler et al., 2002 ; Spikings et al., 2000) et l’arc magmatique migre vers l’Est (Barragán et al., 1998).

L’absence de raccourcissement important de la lithosphère supérieure continentale, l’absence de subduction océanique et donc d’activité de l’arc magmatique entre le Jurassique supérieur et l’Eocène supérieur, impliquent que la racine crustale des Andes d’Equateur n’a pas la même origine que celle des Andes centrales, pour lasquelles le raccourcissement de la croûte andine, le sous-placage de matériel arraché par érosion tectonique et le sous-sous-placage magmatique au niveau de l’arc sont les principaux mécanismes invoqués (Allmendiger et al., 1997 ; Scheuber & Giese, 1999 ; Giese et al., 1999 ; Rochat et al., 1999).

L’origine du relief des Andes septentrionales, et donc des Andes d’Equateur est donc proba-blement à rechercher dans la présence des terrains océaniques accrétés.