Les volcans de l’arrière-arc équatorien se répartissent le long de la zone Subandine qui marque le commencement du bassin amazonien Oriente. L’Oriente, situé entre le bassin de Putumayo (Colombie) et celui de Marañon (Pérou) correspond au rétro-bassin d’avant-pays des Andes équatoriennes et reçoit par conséquent tous les produits détritiques arrachés aux cordillères par l’érosion (Christophoul et al., 1999, 2002a, 2002b ; Bès de Berc et al., 2005). Les caractéristiques structurales et les changements sédimentologiques de l’Oriente illustrent son évolution d’un stade de bassin arrière-arc extensif (au Mésozoïque) à une phase de bassin d’avant-pays en contexte compressif (Crétacé supérieur à actuel). Le premier épisode d’inversion tectonique s’est produit durant la crise Turonien-Maastrichtien, contemporaine à la surrection de la paléo-Cordillère Orientale (Barragán et Baby, 1999 ; Barragán et al., 2005). Deux autres phases d’inversion ont eu lieu à l’Eocène et lors du passage au Quaternaire (Baby et al., 1999 ; Christophoul et al., 2002a, 2002b). Actuellement, toute cette zone est dominée par une tectonique transpressive dextre, qui a formé des structures en fleurs positives.
4.1.1) Tectonique
Plusieurs structures extensives pré-crétacées ont été tectoniquement inversées le long de trois zones de faille transpressives dextres, orientées NNE-SSW. Depuis le Crétacé supérieur, ces failles déforment le bassin Oriente et définissent trois domaines tectoniques (Baby et al., 1999),
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• la zone Subandine, caractérisée par deux structures en fleurs positives disposées en échelon : les soulèvements Napo et Cutucú. Ils sont séparés par la dépression du Pastaza, qui abrite un énorme éventail alluvial dont la formation a commencé à la limite Plio-Pléistocène et a continué jusqu’au Pléistocène supérieur (Baby et al., 1999 ; Christophoul et al., 2002a ; Bès de Berc et al., 2005). La zone Subandine a surtout été active durant le Pliocène, mais des séismes modérés s’y produisent encore actuellement ;
• le Corridor Sacha-Shushufindi, développé au Crétacé supérieur et au Cénozoïque par l’inversion des rifts NNE-SSW, initialement formés à la limite Trias supérieur- Jurassique inférieur. Cette zone abrite les champs pétrolifères les plus importants de l’Oriente ;
• le système Capirón-Tiputini, engendré par l’inversion de demi-grabens d’âge jurassique supérieur au cours de l’Eocène.
78°W 77° 76° 75° 0° 1° 2° SVT NAPO SVT CUTUCÚ Cordillère Real Bassin de Marañon Bassin de Putumayo Macas Tena Reventador Sumaco Coca Zone Subandine Corridor Sacha-Shushufindi Système Capirón-Tiputini 0 50 100 km Puyo Formations volcaniques étudiées COLOMBIE PEROU Cônes de Puyo Laves de Mera Yanaurcu EQUATEUR Dépression du Pastaza Pan de Azúcar 80°W 78°W 76°W 0° 2°S 4°S Sierra zone Côtière Oriente Figure 4.1
Carte tectonique simplifiée de l’Oriente (d’après Baby et al., 1999).
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4.1.2) Stratigraphie
Le socle de l’Oriente est formé par la partie ouest du bouclier guyanais précambrien. Au- dessus repose une séquence sédimentaire épaisse de plusieurs milliers de mètres, s’étendant du Paléozoïque au Quaternaire (Tschopp, 1953 ; Christophoul et al., 1999, 2002b ; Ruiz et al., 2004). La figure 4.2 résume l’évolution du bassin depuis le début du Jurassique, en liant les dépôts sédimentaires aux événements tectoniques et magmatiques.
Sédiments volcanoclastiques Sédiments marins peu profonds Sédiments continentaux détritiques
Santiago Mitu Yaupi Misahualli/Chapiza Hollin Napo inf. Napo sup. Tena inf. Tena basale Tena sup. Tiyuyacu inf. Tiyuyacu sup. Orteguaza Chalcana Arajuno Curaray Chambira Mera Paléozo ïque PERMIEN - JURASSIQUE INF. JURASSIQUE MOYEN-SUP. INF. SUP. PALEOCENE EOCENE OLIGOCENE MIOCENE PLIOCENE CRET ACE PALEOGENE NEOGENE Q
Stratigraphie Lithologie Formation Evènementtectonique
rifting extension post-rift bassin arrière-arc extension inversion transpression 1 bassin d'avant-pays inversion transpression 2 bassin d'avant-pays inversion transpression 3 bassin d'avant-pays Séquence 1 Séquence 2 Séquence 3 Séquence sédimentaire SOCLE Figure 4.2 Evolution tectonostratigraphique de l’Oriente (Baby et al., 1999). Séquences sédimentaires d’après Christophoul et al. (1999, 2002a, 2002b).
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Selon Christophoul et al. (1999, 2002a, 2002b), la colonne sédimentaire de l’Oriente peut être divisée en trois grandes séquences : les séries pré-crétacées (1), qui sont recouvertes de manière discordante par un cycle sédimentaire crétacé (2), puis par une couverture cénozoïque molassique typique du remplissage d’un bassin d’avant-pays (3).
(1) Les séries pré-crétacées comprennent des sédiments marins paléozoïques,
des dépôts de rift marins et continentaux d’âge triasique à jurassique inférieur et des sédiments volcanoclastiques du Jurassique supérieur. A cette époque, la tectonique était dominée par un processus de rifting, induit par le système thétysien. A la limite Jurassique moyen-Jurassique supérieur un régime d’extension arrière-arc se met en place, déclenché par le début de la subduction le long de la marge équatorienne. Ce système arrière- arc était associé à l’activité d’un arc volcanique continental (arc Misahualli-Cola), qui se caractérise par des dépôts volcaniques calco-alcalins (formation Misahualli) et par l’intrusion du batholite granitique d’Abitagua. Ce dernier affleure à plusieurs endroits dans la zone Subandine (Díaz et al., 2004).
(2) Après un hiatus sédimentaire important, causé par l’arrêt de la subduction et du
magmatisme d’arc en réponse à l’accrétion de « terranes » allochtones contre la marge équatorienne, les dépôts reprennent à l’Aptien (vers 120 Ma). La séquence Crétacé est constituée de dépôts fluviatiles à marins peu profonds d’âge aptien-campanien (formations Hollín et Napo), caractérisés par des séquences cycliques de calcaires, d’argiles et de grès.
(3) Finalement, les séries sédimentaire cénozoïques se déposent, suite à une lacune à la
base des grès rouges maastrichtien-paléocène inférieur de la formation Tena. Cette lacune est probablement liée à un événement érosif reflétant l’accrétion des terranes allochtones Pallatanga, Macuchi et Piñon. La couverture tertiaire est formée de sédiments détritiques (formations Tiyuyacu, Chalcana, Arajuno, Chambira et Mera), associés au développement du bassin d’avant-pays de l’orogène andin.
En résumé, comme aucune structure extensive récente n’a été observée dans la région (Ego et al., 1996), le volcanisme de l’arrière-arc ne peut donc pas être directement relié à la fusion d’un manteau remontant de manière adiabatique en contexte extensif. Les études sismiques ont seulement révélé la présence de nombreuses failles de charriage d’âge tardi crétacé à quaternaire, causées par le mouvement transpressif qui affecte tout l’Equateur (Ego et al., 1996). Le magmatisme Plio-Quaternaire de la zone arrière-arc semble donc être essentiellement contrôlé par la subduction de la plaque de Nazca sous la marge équatorienne. L’Oriente étant caractérisé par une croûte continentale épaisse de 30 à 40 km (Feininger et Seguin, 1983), surmontée par plusieurs kilomètres de dépôts sédimentaires, il est par conséquent possible que les magmas de
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