L’évolution géologique de l’Equateur a été marquée par l’accrétion successive de terrains allochtones (« terrane »), océaniques ou continentaux, contre la marge de la plaque Sud- Américaine (Reynaud et al., 1999 ; Mamberti et al., 2003). Cet apport épisodique de matériel, qui s’est déroulé durant le Mésozoïque et le début du Cénozoïque, a rythmé les processus tectoniques, comme l’épaissement crustal, la surrection des cordillères, voire la formation des bassins sédimentaires, et a abouti à la morphologie actuelle des Andes équatoriennes. L’Equateur se divise ainsi en quatre provinces morpho-structurales (Fig. 3.6 ; Aspden et Litherland, 1992) :
- la zone Côtière § 3.2.1
- la Sierra § 3.2.2
- la zone Subandine
3) Les Andes équatoriennes 0 150 km 80°W 78°W 76°W 0° 2°S 4°S 1 3 2c 6 2a 4 bassin Oriente zone Subandine Sierra zone Côtière Océan Pacifique 2b 5 Figure 3.6
Provinces morpho-structurales d’Equateur : 1) zone Côtière ;
2) Sierra : a) Cordillère Occidentale ; b) Vallée Interandine ; c) Cordillère Real ;
3) zone Subandine ; 4) bassin Oriente
Deux régions secondaires du sud de l’Equateur sont également mises en évidence :
5) bloc Amotape ; 6) bassin Alamor-Lancones. D’après Aspden et Litherland (1992).
3.2.1) La zone Côtière
Le soubassement de la zone Côtière est formé par les basaltes et les dolérites de la formation Piñon, longtemps considérée comme un fragment de plancher océanique accrété à la marge équatorienne à la limite Crétacé-Tertiaire (Goossens et Rose, 1973 ; Lebras et al., 1987), voire à l’Eocène (Feininger et Bristow, 1980 ; Jaillard et al., 1997 ; Kerr et al., 2002). Des études géochimiques plus récentes considèrent la formation Piñon comme un ancien plateau océanique, âgé de 113±10 Ma selon des datation K-Ar (Reynaud et al., 1999). Les formations volcano- sédimentaires qui recouvrent le « terrane » Piñon consistent en des séquences de roches volcaniques, volcano-clastiques et turbiditiques, d’âge Crétacé supérieur à Paléocène inférieur (98-60 Ma). Ces formations seraient issues d’anciens arcs intra-océaniques (Lebras et al., 1987 ; Reynaud et al., 1999). Au cours de l’Eocène, l’évolution de la zone Côtière a été marquée par la formation et le remplissage de bassins marins peu profonds (Daly, 1989 ; Jaillard et al., 1997), sur lesquels reposent en discordance des dépôt marins de faible profondeur, d’âge Plio-Quaternaire (Jaillard et al., 1997). Finalement, des terrasses marines Pléistocènes forment la partie supérieure et affleurent parfois dans la chaîne côtière (Cantalamessa et DiCelma, 2004 ; Pedoja et al., 2006a, 2006b).
3.2.2) La Sierra
La province de la Sierra porte l’arc volcanique Plio-Quaternaire et est composée de deux cordillères parallèles, la Cordillère Occidentale et la Cordillère Real, séparées par la Vallée
3) Les Andes équatoriennes
a) Cordillère Occidentale
De la même manière que la zone Côtière, le socle de la Cordillère Occidentale consiste en une croûte océanique allochtone d’âge Crétacé, accrétée à la marge équatorienne à la limite Crétacé- Tertiaire (Feininger et Bristow, 1980 ; Lebras et al., 1987 ; Kerr et al., 2002). Ce soubassement océanique est en fait composé de deux « terranes » distincts (Fig. 3.7), à savoir :
1) le terrane Pallatanga à l’est, qui consiste en une séquence turbiditique renfermant des lambeaux de basaltes et de roches ultrabasiques. Il a été interprété comme un plateau océanique d’âge Crétacé (Lebras et al., 1987 ; Reynaud et al., 1999). Ce terrane est limité à l’ouest par la zone de cisaillement dextre Chimbo-Toachi et à l’est par un mélange tectonique lié à la zone de faille Calacalí-Pujilí, qui sépare la Cordillère Occidentale de la Vallée Interandine (Lebras et al., 1987). L’étude statigraphique détaillée de la couverture sédimentaire du terrane Pallatanga (Jaillard et al., 2004 ; Toro et Jaillard, 2005), ainsi que les analyses isotopiques des roches basaltiques (Mamberti et al., 2003), ont montré que ce terrane était formé de deux plateaux océaniques d’âge et d’origine distincts :
• l’unité orientale San Juan, d’âge Crétacé inférieur (Aptien), accrétée avant le Campanien moyen (83-80 Ma) ;
• l’unité occidentale Guaranda, d’âge Crétacé supérieur, accrétée à la fin du Maastrichtien (ca. 69-65 Ma).
80°W 78°W Cordillère Occidentale 1°S 3°S 1°N 1b 1a 2 CP Figure 3.7
Terranes et unités de la Cordillère Occidentale : 1) Terrane Pallantanga
a) unité San Juan b) unité Guaranda 2) Terrane Macuchi CP = faille Calacalí-Pujilí
Modifiée d’après Aspden et Litherland (1992) et Toro et Jaillard (2005).
2) le terrane Macuchi à l’ouest, qui représente un ancien arc insulaire accrété vers 40 Ma et qui est formé d’une séquence volcano-sédimentaire Eocène inférieur, voire Paléocène supérieur (Lebras et al.,
1987 ; Bourgois et al., 1990 ; Cosma et al., 1998). La limite occidentale du terrane Macuchi n’affleure pas, mais correspond approximativement au flanc ouest de la Cordillère Occidentale.
Toutes ces unités allochtones sont recoupées par des intrusions granitiques, d’âge Eocène supérieur à Pliocène (Hughes et Pilatasig, 2002 ; Mamberti et al., 2003).
3) Les Andes équatoriennes
b) Vallée Interandine
La Vallée Interandine est une dépression topographique linéaire large de 5 à 40 km, orientée N- S à NNE-SSO et située entre les cordillères Occidentales et Real. Elle est limitée structuralement par des failles réactivées à la limite Miocène-Pliocène, mais initialement formées durant les épisodes d’accrétion qui se sont déroulés du Crétacé au Tertiaire inférieur : la faille Calacalí- Pujilí à l’ouest et la faille Peltetec à l’est. A partir du Miocène tardif, plusieurs bassins se sont successivement formés le long de la vallée et ont été remplis par des dépôts fluviaux, lacustres et volcaniques (voir Winkler et al., 2005 pour revue). Un régime transpressif a dominé durant le développement de ces bassins, bien que de petites failles normales syn-sédimentaires se soient formées durant de courtes périodes d’affaiblissement du mouvement compressif.
Etant masqué par des dépôts récents, le soubassement de cette dépression est mal connu. Cependant, les données gravimétriques montrent une possible extension des roches métamorphiques de la Cordillère Real sous la Vallée Interandine (Feininger et Seguin, 1983). Cette hypothèse est validée par l’affleurement de roches métamorphiques sur le flanc ouest de la dépression (Hughes et Pilatasig, 2002).
c) Cordillère Real
La Cordillère Real est composée de terrains métamorphiques et s’étend de manière continue de la Colombie à la frontière péruvienne. Elle est principalement formée de schistes et de paragneiss d’âge Paléozoïque à Mésozoïque, recoupés par des granitoïdes jurassiques légèrement métamorphisés et recouverts de dépôts volcaniques récents (Aspden et al., 1992a, 1992b). La limite orientale de la Cordillère Real correspond à une série de chevauchements à pendage ouest : les failles Cosanga, Mendez et Palanda, qui forment le front subandin (SAFFZ ; cf. Fig. 3.1) et mettent en contact les roches métamorphiques de la Cordillère Real avec les formations sédimentaires et volcano-plutoniques de la zone Subandine. D’après Aspden et Litherland (1992), le soubassement de cette cordillère est composé de quatre terrains océaniques et continentaux, accrétés à la limite Jurassique-Crétacé (140-130 Ma) et s’étendant d’est en ouest (Fig. 3.8) :
• le terrane Salado (A), composé de roches sédimentaires, volcaniques et plutoniques métamorphisées à la limite Jurassique supérieur-Crétacé inférieur ;
• le terrane Loja (B), formé de cinq unités métamorphiques paléozoïques à triasiques ;
• le terrane Alao (C), constitué de roches volcaniques et volcano-sédimentaires métamorphisées représentant les restes d’un arc insulaire jurassique. Le contact avec le terrane Loja se fait par l’intermédiaire de la faille Baños, qui est la principale zone de cisaillement de la Cordillère Real ;
3) Les Andes équatoriennes Cordillère Real 79°W 77°W 1°S 3°S 1°N 5°S A B C D Figure 3.8
Terranes de la Cordillère Real (A) Terrane Salado
(B) Terrane Loja (C) Terrane Alao (D) Terrane Guamote
Modifié d’après Aspden et Litherland (1992) et Litherland et al. (1994).
Terrane continental Terrane océanique
3.2.3) La zone Subandine et le bassin Oriente
La zone Subandine connecte les contreforts andins au bassin d’avant-pays et est caractérisée par deux grands antiformes : les soulèvements Napo et Cutucú, formés par l’inversion tectonique de bassins crétacés et tertiaires. Cette région est constituée d’une chaîne de batholites granitiques d’âge Jurassique, mis en place entre 190-150 Ma à travers la séquence sédimentaire pré-crétacée de la plaine amazonienne (Aspden et Litherland, 1992 ; Aspden et al., 1992b).
L’Oriente correspond au bassin d’avant-pays des Andes équatoriennes et reçoit par conséquent le matériel issu de leur érosion. Il est rempli par plus de 5 km de sédiments lacustres et continentaux détritiques d’âge Cénozoïque, qui recouvrent des roches de plate-forme carbonatée mésozoïque déposées au-dessus du bouclier guyanais précambrien (Tschopp, 1953). Ces deux régions seront décrites plus en détail dans le chapitre 4.1.