A. DONNÉES OCÉANOGRAPHIQUES ET GÉOPHYSIQUES ACTUELLES

1Sans reprendre un historique maintenant classique, nous rappellerons que la synthèse des données géophysiques et océanographiques à l’échelle du globe a abouti aux concepts réunis sous le nom de tectonique des plaques (cf. par ex. J. Coulomb).

2Dans ce cadre, la bordure ouest du continent sud-américain apparaît comme une marque continentale active typique où se produit la subduction d’une plaque océanique pacifique, dite plaque Nazca, sous la plaque continentale sud-américaine ; l’expression de surface la plus apparente de la zone de subduction est la fosse océanique péruano-chilienne.

3Nous chercherons à voir ici dans quelle mesure les données océanographiques et les données géophysiques continentales cadrent avec cette théorie dans le cas des Andes du Pérou central. De fait, ces données sont peu denses et nous serons amenés à les examiner à l’échelle de la plaque Nazca.

1. LES DONNÉES EN DOMAINE OCÉANIQUE

1.1. LA PLAQUE NAZCA

1.1.1. Situation, limites, bathymétrie

4La plaque Nazca (cf. Herron, 1972) constitue la partie la plus étendue du Pacifique sud-est ; les grandes lignes de sa structure apparaissent sur la figure 120 ; elle est limitée :

• A l’est, par la fosse péruano-chilienne qui s’étend de l’équateur jusqu’à 45° S. face au Chili méridional ;
• Au nord, par l’étroit fossé (rift zone) des Galapagos, décalé par des failles transformantes nord-sud ;
• A l’ouest, par la dorsale est-pacifique, décalée par des failles transformantes proches de N. 70 W. ;
• Au sud, par une ligne brisée formée de segments de la dorsale du Chili, déportés de plus en plus à l’est à mesure que l’on avance vers le sud sous l’effet de failles transformantes orientées approximativement N. 80 E.

5Le fossé des Galapagos et les dorsales est-pacifique et du Chili sont des zones d’expansion de la croûte océanique.

6Au droit du Pérou, la plaque Nazca est un secteur déprimé de l’océan Pacifique, situé presque partout sous la courbe —4 000 m (Ménard, 1964). Les seuls reliefs positifs sont : (1) deux seuils assez peu marqués, où la profondeur se réduit à des valeurs comprises entre — 3 000 m et — 4 000 m et situés vers le centre de la plaque et (2) la dorsale de Nazca orientée nord-est et qui butte contre la fosse du Pérou vers 15° S.

7La ride de Nazca, longue de près de 1 800 km et large de près de 250 km, a un profil transversal assez mou mais elle porte des guyots dont certains ne sont recouverts que par une tranche d’eau inférieure à 500 m. Sur ces guyots ont été dragués des roches volcaniques, des nodules riches en manganèse, des grès calcaires, des restes de coraux et enfin une alaskite, c’est-à-dire un granite très leucocrate et pauvre en quartz (d’après R. L. Fisher, in Ruegg, 1962). A l’époque, W. Ruegg s’était fondé sur cette découverte pour établir un lien entre la ride de Nazca et des structures précambriennes nord-est-sud-ouest du bourrelet côtier d’Ica-Nazca (Cerros de Huricangana). Cette interprétation paraît douteuse aujourd’hui. Il est vraisemblable que la ride de Nazca est une chaîne volcanique sous-marine classique, qui résulte de l’effet d’un « panache » (mantle plume) sur la plaque Nazca qui dérivait au-dessus (cf. Morgan, 1972). Quant à l’alaskite, s’il ne s’agit pas d’un bloc allochtone, elle pourrait être analogue aux granitoïdes découverts ces dernières années en plusieurs points de l’Atlantique et de l’Aves Ridge caraïbe dont on admet qu’ils peuvent dériver de la différenciation du manteau.

1.1.2. Données géophysiques et géologiques

8L’article récent d’E. M. Herron (1972) fait le point des connaissances dans ce domaine et apporte de nombreuses données nouvelles. Les résultats les plus intéressants sont ceux relatifs aux linéations magnétiques du fond océanique, qui sont partiellement reportées sur la figure 120 :

• Les structures magnétiques sont dues pour une part à l’actuelle dorsale est-pacifique qui a commencé à fonctionner il y a à peu près 20 MA et à celle d’une dorsale aujourd’hui fossile qui a cessé de fonctionner il y a 9 MA ; la dorsale du Chili serait un segment encore actif de cette dorsale fossile. Les mesures du flux de chaleur (Langseth in Herron, fig. 4 B), quoique difficile à interpréter, montrent un flux plus élevé au passage de la dorsale fossile que dans les zones environnantes. Cette dorsale fossile se signale aussi par un seuil topographique et par une bande de dépôts pliocènes encadrée par des dépôts miocènes (Burckle et al., 1967) ;
• Les corrélations établies entre les numéros des anomalies et l’échelle-temps permettent de dater en plusieurs secteurs la croûte océanique pacifique en particulier à proximité du continent où son âge varie selon les points entre 40 et 55 MA ;
• Les premiers résultats de la campagne 1973 (Leg 34) du Glomar Challenger sur l’âge des sédiments qui recouvrent directement le « socle basaltique » de la plaque Nazca au large du Pérou confirment les âges tirés des anomalies (Anon., Geotimes, 19 (4), p. 20-24, 1974) ;
• A l’ouest de la dorsale est-pacifique, dans la plaque pacifique principale, on trouve des linéations magnétiques beaucoup plus anciennes (anomalie 32 de 80 MA sur la fig. 3 de Herron) dues à l’expansion au niveau de la ride fossile.

9On constate donc que la croûte océanique néoformée par la dorsale fossile antérieurement à l’Eocène existe à l’ouest de cette dorsale mais ne se retrouve pas à l’est, alors que l’on sait que l’expansion du fond océanique se fait le plus souvent symétriquement de part et d’autre des dorsales. Par ailleurs, l’étude géologique de la côte pacifique du Pérou et du Chili montre que la croûte océanique anté-éocène n’a pas contribué (sauf peut-être par magmatisme interposé), à l’accrétion du continent. Force est donc d’admettre que le processus de subduction a fonctionné au long de la côte ouest de l’Amérique du Sud et qu’il a provoqué l’engloutissement de la croûte océanique d’âge crétacé et plus ancien.

1.2. LA FOSSE PÉRUANO-CHILIENNE ET LA TRANSITION OCÉAN-CONTINENT

10Ce secteur a fait l’objet d’études bathymétriques et géophysiques de R. L. Fisher et R. W. Raitt (1962) et de D. E. Hayes (1966) ainsi que d’une mise au point de D. E. Hayes et M. Ewing parue dans The Sea en 1970.

1.2.1. La topographie et la question du remplissage sédimentaire

11La fosse est un accident topographique bien délimité avec une pente de l’ordre de 2° du côté de l’océan et de l’ordre de 5° du côté du continent (profil sismique G’, fig. 15 de Hayes et Ewing, 1970). Sa profondeur varie beaucoup d’un point à un autre du fait de son remplissage sédimentaire très inégal et de l’influence de structures transversales telles la ride de Nazca au droit desquelles on note une nette remontée du fond de la fosse. Celle-ci atteint des profondeurs maximales de 6 500 m au nord de cette ride et de 8 000 m au sud, face au désert d’Atacama.

12Entre 8° S. et 32° S., la fosse a une section transversale en V qu’explique en partie la faible épaisseur du remplissage sédimentaire, le plus souvent inférieure à 500 m. Au sud de 32° S., ce remplissage croît rapidement, atteignant 2 km et la fosse peut cesser d’exister en tant qu’accident topographique. Cette différence dans le taux de remplissage ne s’explique pas par un taux d’enfouissement plus ou moins élevé des sédiments sous la plaque continentale si l’on admet les taux de convergence calculés par X. Le Pichon (1968) qui ne varient qu’entre 5,2 et 6 cm/an ; elle est plus vraisemblablement due à l’influence du climat au cours du Quaternaire (cf. Scholl et al., 1970) et au piégeage des sédiments dans des bassins subsidents situés sur le plateau continental. Cette dernière explication paraît valable pour le Pérou central et méridional où un tel bassin prolonge le « géosynclinal tertiaire de Bolivar », dont les dépôts sont connus à l’affleurement plus au nord ; les récents sondages offshore, qui ont rencontré près de 3 000 m de Tertiaire vers 8° S., confirment cette interprétation proposée par D. E. Hayes (1966) pour expliquer la courbe gravimétrique fermée de — 125 mgal située 150 km au nord-ouest du Callao (fig. 121).

1.2.2. La fosse est-elle une structure en compression ou en distension ?

13Le versant pacifique de la fosse et son fond sont, soit des zones de calme tectonique, soit des zones en distension. Ceci s’observe bien là où existe un remplissage sédimentaire épais. Les profils de sismique-réflexion (Hayes et Ewing, 1970 ; Scholl et al., 1969 et 1970) montrent que le socle du versant océanique s’abaisse avec une pente de 2 à 4° jusqu’au pied de la pente continentale ; il s’agirait là de l’expression superficielle de la flexion de la plaque océanique annonciatrice de sa subduction sous le continent. Ces mêmes profils montrent aussi que l’épaisseur et la pente des sédiments croissent généralement de façon régulière dans la même direction sans que l’on observe d’indices de déformation en compression ; par contre on observe des failles normales dans le versant pacifique de la fosse et à proximité de son axe (cf. Lister, 1971). Elles peuvent donner naissance à des horsts subparallèles à la fosse, ainsi que L. D. Kulm, K. F. Scheidegger et al. (1973) l’ont observé entre 7° 25’ et 7° 50’ S. et entre 8° 30’ et 9° 30’ S. ; leur hauteur peut atteindre 900 m au-dessus du plancher sédimentaire de la fosse.

14Du côté du continent, les sédiments buttent contre un abrupt (pente supérieure à 30°) suivi d’une pente relativement raide (en moyenne 5°) avec des ressauts. M. Ewing et al. (1969), D. E. Hayes et M. Ewing (1970) et C. K. Seyfert (1969) pensent que cette zone acoustiquement opaque est constituée de sédiments plissés et affectés par des failles inverses pendant vers le continent. X. Le Pichon, J. Francheteau et J. Bonnin (1973) confèrent une valeur générale à cette interprétation ; ils pensent que la présence de sédiments plissés à la bordure continentale des fosses océaniques rend compte (1) des vitesses de propagation de 3 à 4 km/s mesurées dans les zones acoustiquement opaques et (2) du décalage vers le continent de l’anomalie gravimétrique très prononcée liée à la fosse. Ce modèle est particulièrement bien illustré dans la fosse des Aléoutiennes (Grow, 1973).

15Les travaux récents des océanographes des universités d’Orégon et de Hawaï dans la fosse du Pérou, confirment cette opinion : selon G. L. Shepherd et al. (1973), les sédiments de la partie inférieure de la pente continentale sont plissés anticlinalement entre des failles ; ceci est visible en particulier à l’intersection de la ride de Nazca et de la fosse (Kulm, Price et al., 1973) ; mais très souvent les structures de compression sont cachées par des glissements dus à la gravité. G. Pautot (1974) parle même de sous-charriages d’unités plurikilométriques.

16Notons que si ce mécanisme d’accrétion fonctionne dans le cas de la fosse péruano-chilienne, il doit être compensé par un entraînement des sédiments plissés sous le continent au long de la zone de Benioff (à moins qu’il ne s’agisse d’un mécanisme extrêmement récent), car la géologie continentale ne montre pas d’éléments océaniques accolés au continent dans les Andes du Chili et du Pérou. Comme nous le verrons succinctement, le problème est différent en Equateur et en Colombie et peut-être dans la Cordillère de Magellan.

1.2.3. Les données géophysiques

DONNEES GRAVIMETRIQUES (fig. 121 A et B)

17Les données gravimétriques de D. E. Hayes (1966) montrent clairement deux minima distincts pour les anomalies à l’air libre (fig. 121 A et B). Le plus important correspond à l’axe de la fosse ou est légèrement décalé vers le continent par rapport à cet axe. Selon X. Le Pichon et al. (1973), la réalisation de l’équilibre isostatique est en effet impossible du fait même du mouvement relatif des plaques.

18Le décalage de cette anomalie vers le continent serait lié (cf. supra) à des masses de sédiments déformés accollés au continent dans la partie inférieure de la pente continentale.

19Le second minimum, (couche fermée à — 125 mgal), situé plus près de la côte, correspond au déficit de masse lié à la présence des sédiments accumulés dans le sillon subsident tertiaire « de Bolivar ».

DONNEES SISMIQUES

20Ce sont pour l’essentiel les données de sismique-réfraction apportées par R. L. Fisher et R. W. Raitt (1962) et synthétisées sur la coupe nord-est-sud-ouest de la figure 121 C qui passe par le Callao.

21Au sud-ouest de l’axe de la fosse, ces données sont en accord avec le modèle à trois couches admis pour la croûte océanique ; les épaisseurs sont du même ordre que celles relevées ailleurs dans le Pacifique : 4,8 km pour la couche profonde 3, dite « océanique », 1,3 km pour la couche 2 ou « socle » ; la couche sédimentaire ou couche 1, a une puissance de l’ordre de 300 m.

22Par ailleurs, D. E. James (1971 a) a étudié les vitesses de phase et les vitesses de groupe des ondes de Rayleigh entre la côte chilienne et Ñaña (Lima) ; il en déduit l’existence d’une zone à faible vitesse de propagation qui débute à une profondeur de 50 à 60 km.

23Cette zone à faible vitesse pourrait limiter vers le bas la plaque Nazca, qui aurait donc une épaisseur de 50 à 60 km dont 6 à 7 km de croûte.

DONNEES MAGNETIQUES

24Ces données sont fournies par l’article de D. E. Hayes (1966). Comme au niveau de la plupart des fosses océaniques, elles montrent un contraste très net entre une zone à fortes anomalies magnétiques du côté océanique et une zone à faibles anomalies magnétiques du côté continental.

25La transition entre ces deux zones se produit à proximité de l’axe de la fosse et serait liée, selon X. Le Pichon et al. (1973), à l’affaiblissement des sources magnétiques et, partant, des fortes anomalies caractéristiques de la plaque océanique, du fait des tensions qui apparaissent dans cette plaque à rapproche de la fosse.

1.2.4. Conclusion

26L’ensemble des données publiées sur la fosse du Pérou coïncide avec les observations recueillies dans d’autres fosses au pourtour du Pacifique. Un certain nombre de ces caractéristiques, telles la flexure de la croûte océanique au bord océanique de la fosse, la disparition des anomalies magnétiques océaniques ou le déficit de masse associé à la fosse s’expliquent facilement par la subduction de la plaque Nazca sous la plaque sud-américaine.

27Il reste un point délicat, celui de l’absence d’indices de compression dans les sédiments récents de la fosse ; on suppose qu’elle est compensée par le plissement brutal de ces sédiments et par leur empilement sous forme d’écaillés à la base du mur continental de la fosse. L’acceptation de ce processus d’accrétion et son application à l’évolution passée de la chaîne posent, dans le cas des Andes centrales et méridionales, des problèmes sur lesquels nous reviendrons.

2. LES DONNÉES GÉOPHYSIQUES EN DOMAINE CONTINENTAL

2.1. LES DONNÉES DE LA SÉISMOLOGIE

2.1.1. La répartition de la séismicité en plan (fig. 123 B)

28Les cartes d’épicentres données par L. Ocola (1966) pour les séismes entre 1949 et 1963 et celles de E. Deza (1969) et de B. Isacks et P. Molnar (1971) pour les événements plus récents, montrent que :

• Les séismes de profondeur faible et intermédiaire qui ici ne descendent pas au-dessous de 250 km ; ils sont groupés sous la marge continentale et sous les Andes, zone subandine comprise,
• Les épicentres des séismes profonds (550 à 700 km) se localisent dans des zones de dimensions réduites situées (1) à la frontière du Pérou et du Brésil entre 7° et 12° S., (2) à la frontière Pérou-Bolivie par 13° 30’ S., (3) dans le nord de l’Argentine entre 25 et 27° S.

2.1.2. La zonation séismotectonique

29L’examen de ces mêmes cartes d’épicentres, joint à celui des cartes d’énergie dissipée par les séismes et de relaxation des contraintes (in L. Ocola, 1966) permet de distinguer au Pérou et dans les pays voisins, trois zones séismotectoniques (cf. E. Deza, 1969) qui couvrent respectivement :

1. La Colombie et l’Equateur jusque vers 2° S. ;
2. L’extrême sud de l’Equateur, le Pérou nord et central ;
3. Le sud du Pérou et le nord du Chili et de l’Argentine.

30La zone (2) est séparée de la zone (3) par une zone de transition (cf. E. Deza, 1969), où les séismes sont moins fréquents et moins intenses (cf. carte d’Ocola, 1966) ; cette zone située entre 13° S. et 14° S. et de direction approximativement est-ouest, correspond actuellement à la déflexion d’Abancay (cf. Marocco, 1971) où les Andes prennent sut 300 km une direction est-ouest.

2.1.3. La répartition verticale des séismes

31Le report sur une même coupe verticale des hypocentres de la zone centrale et nord-péruvienne (fig. 122) montre que les hypocentres superficiels et intermédiaires situés sous la marge continentale et les hypocentres intermédiaires situés sous les Andes (y inclus la zone subandine) sont répartis dans une couche sismiquement active d’une épaisseur approximative de 50 à 80 km qui pend vers l’est-nord-est avec une quinzaine de degrés. Les coupes plus détaillées de D. E. James (1971 b, fig. 5 A) qui ne groupent que des événements situés à 90 km de part et d’autre des lignes de coupes, donnent des résultats semblables ; c’est le cas en particulier de sa coupe S₁ qui passe par Lima et La Merced. Sous les Andes, les séismes de profondeur intermédiaire sont assez nettement séparés d’un groupe de séismes superficiels, crustaux, auquel appartiendrait le tremblement de terre de Pariahuanca de 1969 (cf. p. 243-244).

32Les coupes verticales du Pérou méridional au sud de la déflexion d’Abancay données par L. Ocola (1966) et par D. E. James (1971 b) montrent aussi un groupement des séismes de profondeur intermédiaire dans une couche bien délimitée plongeant approximativement à 28° vers le nord-est et passant progressivement sous le Chili septentrional à une couche de même plongement mais d’orientation subméridienne.

33On ne signale pas d’hypocentre entre les profondeurs de 200/280 km des derniers séismes intermédiaires et les profondeurs de 500 à 600 km des séismes profonds.

34Cette disposition offre des analogies avec celle que l’on observe aux Nouvelles Hébrides, encore que le pendage de la zone de Benioff y soit plus raide (Isacks et Molnar, 1971 ; Barazangi et al. 1973). Elle est par contre très différente de la disposition classique de l’arc insulaire des Tonga, où les hypocentres sont répartis sans solution de continuité notable dans une zone de Benioff pendant à 45° sous l’arc et qui s’étend de la surface à — 600 km (Isacks et al., 1968).

2.1.4. Les mécanismes au foyer

35Un certain nombre de mécanismes au foyer concernant le bord ouest de l’Amérique du Sud sont donnés par B. Isacks (1970) et par B. Isacks et P. Molnar (1971) ; leurs figures sont reproduites ici (fig. 123 A et B). Dans l’ensemble, ces mécanismes se répartissent conformément à l’un des modèles proposés par Isacks et Molnar (1971). On distingue :

• des mécanismes de type « faille inverse », qui sont ceux d’une partie des séismes superficiels situés sous la marge continentale ou sous la côte (fig. 123 A) ; ces séismes sont localisés dans la zone de contact entre la plaque Nazca et la plaque sud-américaine.
• Des mécanismes impliquant une distension dans le plan de la plaque Nazca en cours de subduction, l’axe de tension étant parallèle à son pendage ; ces mécanismes ont été observés pour une partie des séismes superficiels sous la marge continentale et pour les séismes de profondeur intermédiaire (fig. 123 B, séismes n° 64-69 et 70-84).
• Des mécanismes impliquant une compression clans le plan de la couche contenant les hypocentres, l’axe de compression étant parallèle au pendage de la couche ; ces mécanismes sont caractéristiques des séismes de grande profondeur (fig. 123 B, séismes n° 85-90, 91 et 92-97).

2.1.5. La propagation des ondes sismiques

36La propagation des différents types d’ondes sismiques a été étudiée par des chercheurs appartenant pour la plupart à l’équipe de la Carnegie Institution de Washington.

37I. S. Sacks (1971) a étudié l’atténuation des ondes de cisaillement S émises par les séismes de grande profondeur et montré que la zone située sous les Andes entre 300 et 500 km, dans laquelle on ne connaît pas d’hypocentres, est une zone à faible coefficient Q de transmission ; la vitesse de propagation des ondes S y est faible et elles s’y atténuent fortement.

38D. E. James a mesuré les vitesses de phase et de groupe des ondes de Rayleigh sur des trajets situés dans les Andes (1971 a). L. Ocola et al. (1971), puis L. Ocola et R. P. Meyer (1972, 1973) ont étudié les données de la sismique-réfraction, en particulier pour le sud du Pérou.

39Ces études permettent, en adoptant les modèles classiques à 3 couches, de se faire une idée de la structure de la croûte continentale sous les Andes (cf. p. 259-261).

2.2. AUTRES DONNÉES GÉOPHYSIQUES

40Les données gravimétriques publiées jusqu’à présent (Deza, 1969 ; James, 1971 a) ne concernent que la partie du Pérou située au sud de 12° S. Ce sont des cartes d’anomalies de Bouguer sans correction topographiques, donc des documents dont l’interprétation est difficile (fig. 125 A). On voit cependant que les anomalies les plus prononcées, qui atteignent — 400 mgal, se localisent dans une bande étroite qui suit la limite de la Cordillère Occidentale et de la zone intercordilléraine (Hauts Plateaux dans le Pérou central, Altiplano dans le sud du Pérou et en Bolivie). On note aussi, malgré l’absence de correction topographique, que la Cordillère Orientale est marquée par une remontée des valeurs de g. Ces données sont en accord avec le modèle de croûte proposé par D. E. James (1971 a) et la remontée du Moho sous la Cordillère Orientale.

41D’autres données concernent l’anomalie de conductivité électrique détectée sous les Andes par U. Schmucker et al. (1964, 1966). Selon ces chercheurs, la zone à haute conductivité électrique située à 240 km de profondeur à l’est des Andes, remonterait à —60 km sous la chaîne dans une bande étroite marquée sur la figure 125 A, puis redescendrait progressivement lorsqu’on avance vers le Pacifique. Cette interprétation de Schmucker et al. (1966) trouve une confirmation dans le fait que les vitesses de transmission des ondes dans le manteau supérieur sont particulièrement faibles entre La Paz et Huancayo, ce qui indiquerait une élévation de température dont l’anomalie de conductivité serait un autre indice. On note aussi que cette zone peu profonde à forte conductivité électrique, dessine vers 13° S. une double virgation qui coïncide en gros avec la déflexion d’Abancay.

2.3. INTERPRÉTATIONS

2.3.1. Géométrie de la plaque océanique en cours de subduction

LA PLAQUE VUE EN COUPE

42Les répartitions des séismes et des types de mécanismes au foyer sous la marge continentale pacifique et sous les Andes indiquent que la plaque lithosphérique océanique Nazca plonge actuellement sous le continent, si l’on accepte l’interprétation générale proposée par B. Isacks et al. en 1968 pour la séismicité des bordures continentales associées à une fosse océanique. Elle plonge avec une vingtaine de degrés dans le nord et le centre du Pérou (fig. 124 A) et avec une quinzaine de degrés dans le sud du Pérou (fig. 124 B).

43Dans cette optique, les mécanismes en faille inverse d’une partie des séismes de faible profondeur situés sous la marge continentale s’expliquent par l’interaction des plaques océanique et continentale au long de la surface de sous-charriage. Les mécanismes en distension dans le plan de la plaque des séismes de profondeur intermédiaire s’expliquent par un contraste de densité suffisamment marqué entre la plaque océanique froide en cours de subduction et l’asthénosphère pour que la première plonge en tension (cf. X. Le Pichon et al., 1973). Quant aux séismes profonds, ils forment un groupe particulier caractérisé par une compression subverticale ; la couche subverticale qui les contient atteindrait en effet la mésosphère où la résistance à la pénétration augmente rapidement du fait des changements de phase. Cette répartition, dans son ensemble, cadre bien avec l’un des schémas de la figure 11 de B. Isackss et al. (1968), elle est représentée ici par les figures 124 A et B.

44Comme nous l’avons noté, il n’y a pas d’hypocentres entre les hypocentres des derniers séismes intermédiaires (200 à 280 km) et les hypocentres des premiers séismes profonds (500 à 600 km) ; par ailleurs, la couche subverticale qui contient les séismes profonds ne semble pas être le prolongement direct de la plaque continue qui plonge à 10-15° sous le continent depuis la fosse océanique jusque vers 250 km de profondeur. En effet, si la plaque était continue jusqu’à 500-600 km, elle servirait de guide d’onde pour les ondes de cisaillement et on devrait recevoir ces ondes S très peu atténuées dans les stations situées sur la côte du Pérou, comme c’est le cas par exemple pour les stations situées près de la fosse des Tonga (Barazangi et al., 1972) ; or il n’en est pas ainsi au Pérou, puisque la zone d’atténuation observée entre 300 et 600 km paraît continue (Sacks, 1971). Aussi, suivant l’interprétation de M. Barazangi et al. (1973) pour un cas semblable étudié aux Nouvelles Hébrides, on peut admettre que la couche profonde est un fragment de plaque isolé en cours d’assimilation à la limite asthénosphère-mésosphère.

LA ZONE DE TRANSITION, LES PROBLEMES DE LA RIDE DE NAZCA ET DU COUDE DE NAZCA

45La zone de transition est située, nous l’avons dit, entre 13° et 14° S. et approximativement est-ouest ; c’est une limite actuelle, qui sépare deux blocs dont le comportement est différent en ce qui concerne la séismicité et le volcanisme subactuel et actuel. Ce changement de comportement traduit vraisemblablement le changement de pendage du plan de Benioff dont nous avons parlé au paragraphe précédent, et qui pourrait s’effectuer à la faveur d’une flexure ou d’une déchirure de la plaque (cf. fig. 5 et 6 de Isacks et Molnar).

46Reste une question essentielle car les réponses qu’on lui donne impliquent des relations très différentes entre la ride de Nazca, la zone de transition et la double virgation ou déflexion d’Abancay : quelle est la cause première du changement de pendage de la plaque Nazca sous le continent ? A cette question, je proposerai ici deux réponses également hypothétiques, qui d’ailleurs n’en excluent pas d’autres ; je ne pense pas qu’il y ait actuellement un argument décisif pour écarter l’une ou l’autre.

47— Hypothèse d’une relation entre la ride de Nazca et le changement de pendage du plan de Benioff.

48On peut logiquement penser qu’il existe un lien étroit entre la localisation de la zone de transition et celle de la ride de Nazca, ou mieux, entre cette dernière et le fait que la plaque océanique ne plonge qu’à 15° sous le continent au nord de la zone de transition (fig. 124 A).

49En effet, la présence des dorsales volcaniques aséismiques, dont la ride de Nazca fait sans doute partie, diminuerait localement la densité moyenne de la plaque océanique ; elle augmenterait donc la flotabilité du secteur de la plaque qui les porte et rendrait plus difficile sa subduction (cf. Vogt, 1973). De part et d’autre de la zone de transition s’opposeraient donc :

• un secteur nord « anormal » où la plaque océanique engagée sous le continent serait allégée par le fait qu’elle porte une ride volcanique et sa « racine crustale »1 et pour cette raison, plongerait avec un angle faible (fig. 124 A) ;
• un secteur sud « normal » où la plaque plonge plus fortement en fonction seulement de sa densité propre et de sa vitesse (fig. 124 B).

50Pour que la partie déjà engloutie de la ride de Nazca ait un effet « allégeant » sur un secteur aussi vaste de la plaque océanique, il faut qu’elle ait balayé le littoral péruvien du nord vers le sud depuis 5° jusqu’à 14° S. Ce déplacement, s’il n’a pu être prouvé directement, est cependant compatible avec l’angle que fait l’axe de la ride et la direction du « mouvement relatif » des plaques océanique et continentale donné par les vecteurs « glissement » de la figure 122 A ; cette angularité implique qu’actuellement le point de rencontre de la ride et de la fosse migre vers le sud au long de la fosse. Si l’on accepte l’hypothèse proposée ci-dessus, cette migration entraînerait une migration simultanée de la zone de transition.

51Si on accepte cette hypothèse, la superposition de la zone de transition sur la déflexion d’Abancay est fortuite et momentanée et due à la position actuelle de la ride de Nazca.

52— Hypothèse d’une relation entre le « coude de Nazca » et le changement de pendage du plan de Benioff.

53Le coude de Nazca, dessiné par le littoral péruvien vers 14° S., fait passer la direction moyenne de la côte de 150 à 120 ; ce coude se répercute, quoique très atténué2, sur le tracé de la fosse.

54La fosse jouant le rôle d’une zone de pliure pour la plaque de Nazca, son dessin en coude convexe vers l’océan provoquerait la naissance d’une distension latérale génératrice à son tour d’une déchirure en coin de la plaque Nazca sous le continent. Une telle explication a été proposée par Stauder (in Isacks et Molnar, 1971) pour expliquer des mécanismes au foyer avec axe de tension subparallèle à l’horizontale de la plaque en cours de subduction, dans la courbe convexe de la fosse des Aléoutiennes.

55Dans cette hypothèse, la déchirure en coin de la plaque Nazca aurait existé à partir du moment où s’est établi le tracé convexe de la fosse, c’est-à-dire vraisemblablement à partir du Permo-Trias. Si tel était le cas, la double virgation des structures géologiques sur le parallèle d’Abancay serait liée, au moins pour les terrains andins, à la différence de comportement de la plaque en cours de subduction de part et d’autre de la déchirure. Ici, l’élément fortuit serait la position actuelle de la ride de Nazca.

2.3.2. La structure de la lithosphère sous les Andes

56Elle a été étudiée par D. E. James (1971 a) et par L. Ocola et al. (1971) puis L. Ocola et R. Meyer (1973) dans le sud du Pérou. Tous ces auteurs acceptent un modèle à trois couches pour la croûte continentale, qu’illustre la figure 126 empruntée à James. Ces couches sont définies par la vitesse des ondes de compression (a) et celle des ondes de cisaillement (β) dont on déduit très approximativement leur nature lithologique. Toujours selon James (1971 b), la couche supérieure (α = 5,0) est formée de sédiments et de roches volcaniques et la couche moyenne (α = 6,0) de roches métamorphiques et granitiques ; quant à la couche inférieure (α = 6,6) habituellement dite « gabbroïque », elle serait en fait formée de roches anhydres ayant une composition analogue à celle des niveaux plus élevés de la croûte. L’analyse des ondes réfractées produites par une explosion (Ocola et al., 1971 ; puis Ocola et Meyer, 1972) confirme les vues de James sur la répartition et l’épaisseur des couches et les précise sur quelques points : Ocola et Meyer déterminent la présence de deux niveaux à faible vitesse situés, l’un au sommet de la couche moyenne et l’autre entre 36 et 46 km de profondeur dans la couche inférieure ; ces niveaux seraient des zones de production de magma.

57En 1973, L. Ocola et R. P. Meyer ont publié une nouvelle coupe de la croûte dans le sud du Pérou. Elle coïncide dans ses grandes lignes avec celle de D. E. James, mais donne plus de détail sur les raccords océan-continent et sur la structure des couches les plus superficielles. En particulier, elle détermine dans la Cordillère Occidentale la présence d’un compartiment superficiel avec α = 5,3 et une densité de 2,53, dont le plancher se trouve à moins de 10 km de profondeur ; de toute évidence, ce compartiment correspond aux métamorphites précambriennes et au batholite d’Arequipa ; ce dernier aurait donc un plancher subhorizontal.

58Sous les Andes la base de la plaque lithosphérique sud-américaine se situe entre 200 et 300 km selon James (1971 b) ; en effet, les ondes S émises par des foyers moins profonds que 200 à 300 km arrivent très peu atténuées aux stations situées dans les Andes, elles ne traverseraient donc que la lithosphère. Les ondes S émises par les foyers plus profonds arrivent par contre fortement atténuées.

59Toutes les interprétations rapportées ici concernent le sud du Pérou et le nord-est de la Bolivie et il est délicat de les transposer au nord de la zone de transition. La carte approximative des isobathes de la discontinuité de Mohorovicic de James (1971 a) jointe aux données sismiques déjà mentionnées, permet d’esquisser une coupe schématique de la structure profonde au niveau du Pérou central (fig. 127).

60Ces coupes mettent en évidence que :

• La « racine sialique » des Andes est déportée vers le sud-ouest par rapport à l’axe de la chaîne sur tout le territoire du Pérou, puisqu’elle se trouve localisée sous la zone faîtière de la Cordillère Occidentale et la bordure sud-ouest des Hauts Plateaux puis de l’Altiplano ;
• La base de la crotûe remonte rapidement vers le nord-est et n’est qu’à 50 km de profondeur sous la Cordillère Orientale : son réajustement isostatique pourrait donc être plus avancé que celui de la Cordillère Occidentale. C’est sans doute une des raisons pour lesquelles,des terrains paléozoïques et précambriens affleurent sur de grandes surfaces dans la Cordillère Orientale.

3. LES RAPPORTS ENTRE LE MOUVEMENT DES PLAQUES ET LA GÉOLOGIE ACTUELLE

3.1. LES RAPPORTS DU MOUVEMENT DES PLAQUES ET DU VOLCANISME HISTORIQUE

61Nous venons de voir que les modèles proposés par B. Isacks (1970, in Oliver, 1972) et repris par L. R. Sykes (1972) rendent compte de la distribution horizontale et verticale de la séismicité au Pérou par la subduction de la plaque Nazca sous le continent avec un pendage de l’ordre de 15° au nord de la zone de transition (13° S.-15° S.) et 28° au sud.

62Par ailleurs on sait que le volcanisme historique du Pérou est restreint à la zone située au sud de 15° S. et que le volcanisme quaternaire y est beaucoup plus intense. Ce volcanisme donne pour l’essentiel des produits andésitiques dont l’étude a été entreprise par C. Lefevre ; ses premiers résultats (1973) montrent, lorsqu’on s’éloigne de la fosse, une variation latérale du rapport K₂O/SiO₂ en accord avec la théorie de W. R. Dickinson (1970), à cela près que les teneurs en K₂O mesurées par Lefevre sont systématiquement plus élevées. Une relation de cause à effet entre la subduction de la plaque Nazca et le volcanisme quaternaire et historique du sud du Pérou est donc vraisemblable.

63Réciproquement, l’absence de volcanisme historique et la faible importance relative du volcanisme quaternaire dans le nord et le centre du Pérou serait liée aux modalités fort différentes de la subduction de la plaque Nazca sous ces régions (fig. 124 A et B, et fig. 127). Il s’ensuivrait pour ces régions un régime thermique profond et/ou un régime de contraintes différent de ceux du Pérou sud et, en conséquence, une volcanicité différente (cf. L. R. Sykes, 1972).

64Plus au nord, lorsqu’on passe en Equateur, le régime sismique change à nouveau et le volcanisme historique reprend. Il y a donc là plus qu’une coïncidence fortuite.

3.2. LES RAPPORTS DU MOUVEMENT DES PLAQUES ET DE LA TECTONIQUE ACTUELLE

65La direction du mouvement relatif des plaques, dans le cas où une plaque océanique s’enfonce sous une plaque continentale, est donnée par la direction des vecteurs de glissement ; celle-ci peut être obtenue par l’étude des mécanismes au foyer de type faille inverse des séismes superficiels situés sous la marge continentale. Pour le Pérou, cette direction est N. 65 E. à W.-E. (fig. 121 A, d’après Isacks in Oliver, 1972). Le taux de rapprochement des plaques, selon le calcul de X. Le Pichon (1968), est de l’ordre de 6 cm/an pour le nord du Pérou (4° S.) et de 5,2 cm/an pour le Chili central (35° S.).

66D’après la répartition des séismes de type faille inverse, la surface au long de laquelle les plaques océanique et continentale sont franchement en contact est une bande relativement étroite qui correspond à la marge continentale et à la côte. Plus au nord-est, sous les Andes, le contact entre les plaques ne serait plus direct ou se ferait sans frottement puisque la plaque océanique y est définie par des séismes « en tension » dont les foyers sont situés à l’intérieur de cette plaque et non plus par des séismes « en faille inverse » localisés à son bord supérieur.

67Au long du littoral pacifique sud-américain, la relation entre les mouvements relatifs des plaques et la tectonique actuelle n’a été, à ma connaissance, examinée avec précision que dans le cas du tremblement de terre du Chili de mai 1960 ; celui-ci a fait l’objet d’un article de G. Plafker et J. C. Savage (1970), puis d’un article de G. Plafker (1972). Ce séisme particulièrement destructeur s’est traduit par des déformations importantes de la topographie dans une zone de 75 à 110 km de large par plus de 800 km de long, depuis Concepcion (37° S.) jusqu’à l’archipel de Los Chonos (46° S.) : d’ouest en est, on note successivement une bande où les altitudes ont cru de 0 à 6 m, puis une bande déprimée et enfin le début d’une nouvelle bande surélevée. Ces bandes sont parallèles à la ligne de côte et le passage des bandes déprimées aux zones surélevées se fait progressivement sans aucun abrupt observé ; on note aussi qu’elles ne correspondent pas aux grandes divisions morphologiques longitudinales et qu’en particulier l’axe de subsidence se situe dans la partie nord-est de la Cordillère de la côte, que les géologues considèrent comme un horst. Il est également vraisemblable qu’un faible déplacement latéral dextre a eu lieu dans la partie nord de la zone affectée. L’analyse des déformations de surface et l’étude des mécanismes au foyer de quelques séismes antérieurs montre que ce séisme superficiel a été occasionné selon toute vraisemblance par un jeu en faille inverse sur une vingtaine de mètres au long d’un plan de faille pendant à 35° vers l’est sous le continent. Dans le modèle proposé par G. Plafker (1972) cette faille est une faille secondaire qui se rattache en profondeur à « la » faille principale qui met en contact la plaque Nazca et la plaque sud-américaine.

68Toujours selon le même auteur, la succession des événements serait la suivante :

1. Pendant l’intervalle de temps séparant deux séismes, le sous-charriage progressif de la plaque océanique entraîne la plaque continentale et y provoque l’accumulation d’une énergie transversale par rapport à la limite des plaques ;
2. Lors du séisme avec jeu en faille inverse, cette énergie est libérée ; il y a cisaillement au long des failles inverses majeures et secondaires et la déformation de surface s’effectue en accord avec la théorie du « rebond élastique » ; on a simultanément :

• un déplacement relatif vers la mer et un soulèvement de la marge continentale au long de la faille inverse principale qui limite les deux plaques et des failles secondaires de même type. Ce jeu en faille inverse implique un raccourcissement ;
• une extension horizontale élastique et une subsidence verticale du secteur continental plus éloigné de la fosse. Cette extension se traduit notamment par une recrudescence de l’activité volcanique.

69Il va de soi qu’un tel schéma évolutif pourrait s’appliquer, avec des modifications, aux secteurs où le mouvement relatif des plaques comporte une composante horizontale importante susceptible de se traduire par des décrochements.

70La liaison est donc complexe entre les déformations de surface et le régime séismique sous et dans la marge continentale. Elle l’est encore plus dans les Andes s.s. pour les séismes crustaux que personne, à ma connaissance, n’a tenté de relier directement au mouvement relatif des plaques. Même la relation entre déformation de surface et mécanisme au foyer n’apparaît pas toujours nettement : ainsi le séisme d’Ancash de novembre 1946 est célèbre par la présence de deux failles normales à N. 42 W. délimitant une zone affaissée, alors que le mécanisme au foyer indique une faille de même direction mais avec un mouvement essentiellement horizontal (Hodgson, 1957).

71Il faut donc se garder de vouloir trouver des relations trop simples entre les mouvements qui en profondeur donnent naissance aux séismes et les déformations de surface qui leur sont liées ; ceci s’applique à fortiori pour les mouvements relatifs des plaques et leurs implications tectoniques superficielles.

3.3. CONCLUSION

72La subduction de la plaque Nazca sous la plaque sud-américaine apporte une explication logique et globale à un bon nombre des phénomènes actuellement observés à la bordure pacifique du continent sud-américain et dans le domaine océanique adjacent. La longueur actuelle minimale du plan de Benioff est de 450 km ; la subduction se produit donc au moins depuis 7,5 MA si la vitesse de rapprochement ne s’est pas écartée significativement de sa valeur actuelle de 6 cm/an.

73Ce concept est particulièrement fructueux dans le domaine océanique, où il rend compte de la répartition des anomalies magnétiques et en séismologie, où il explique la répartition des séismes et de leurs types de mécanisme.

74La liaison entre ce régime de plaques et la répartition du volcanisme historique dans les Andes apparaît clairement, même si ses modalités restent à préciser.

75Pour la tectonique actuelle, on connaît des déformations de surface provoquées par les séismes superficiels localisés sous la marge continentale, séismes dus au sous-charriage de la plaque océanique sous le continent. L’analyse de ces déformations montre que la compression de la marge continentale peut être accompagnée de distension dans les zones plus externes3, mais ces déformations s’amortissent assez rapidement lorsqu’on s’éloigne de la marge continentale. Ce processus ne saurait donc rendre compte à lui seul de la tectonique actuelle dans les Andes, liée notamment aux séismes crustaux superficiels, et qui se manifeste en surface aussi bien par des structures en distension (Cordillère Blanche) que par des structures en compression.

B. L’ÉVOLUTION DE LA CHAINE ANDINE DANS L’OPTIQUE DE LA TECTONIQUE DES PLAQUES

76Nous venons de voir que la tectonique des plaques rend compte avec un succès indéniable de la plupart des phénomènes profonds et d’une partie des phénomènes superficiels actuels dans les Andes et en particulier du magmatisme calco-alcalin.

77Le fait que la chaîne andine se soit développée parallèlement à la bordure du continent et que toute son évolution soit marquée par une activité magmatique calco-alcaline, nous pousse à interpréter son évolution passée à la lumière de ce qu’on sait du fonctionnement actuel des marges pacifiques.

78Un certain nombre d’auteurs nous ont précédé dans cette voie et nous exposerons d’abord rapidement les idées des plus représentatifs, avant de proposer nous-même un modèle tenant compte de l’histoire de la chaîne telle que nous l’avons analysée dans les chapitres précédents.

1. LES ANDES ET LA TECTONIQUE DES PLAQUES DANS LA LITTÉRATURE GÉOLOGIQUE

1.1. LE MODÈLE CORDILLÉRAIN DE J. F. DEWEY et J. M. BIRD

79Dans leur article de 1970, sur les chaînes et la tectonique globale, Dewey et Bird distinguent :

• Les chaînes de type cordillérain, dues au sous-charriage d’une plaque océanique sous une plaque continentale ;
• Les chaînes dues à une collision-arc insulaire ;
• Les chaînes dues à une collision continent-continent.

80D’entrée, il paraît évident que la chaîne andine mésozoïque et cénozoïque n’est pas une chaîne par collision, du moins dans les Andes centrales, car on n’y connait ni les sutures ophiolitiques, ni les ceintures à métamorphisme de haute pression auxquelles donnent habituellement lieu les collisions. Aussi n’examinerons-nous ici que les chaînes du type cordillérain dites aussi orthotectoniques.

81Pour définir la séquence d’événements qui mène à une chaîne de type cordillérain, Dewey et Bird se basent sur l’évolution des Appalaches au cours de l’Ordovicien et sur celle des Cordillères mésozoïques de l’ouest de l’Amérique du Nord, mais la référence aux Andes est toujours présente et l’état final de la chaîne cordilléraine s’inspire de ce qui, pour ces auteurs, est l’état actuel des Andes. On le voit en particulier sur la figure 2 D de l’article de Dewey (1970), dont s’inspire le stade E de la figure 10 de Dewey et Bird (1971), reproduite ci-contre (fig. 128). Nous retracerons rapidement l’évolution du tectorogène cordillérain dans le modèle Dewey-Bird :

• Le tectorogène cordillérain se développe essentiellement dans un matériel clastique accumulé sur une marge continentale de type atlantique en contrebas du talus continental et qui repose du côté externe sur une croûte continentale amincie et du côté interne sur une croûte océanique.
• L’évolution débute à la suite d’une rupture de la croûte océanique qui s’effectue parallèlement au tracé de la flexure continentale ; elle est suivie de la création d’une zone de subduction loin de la flexure pour qu’un segment de croûte océanique et de croûte intermédiaire reste accolé à la croûte sialique de la plaque continentale qui vient de s’individualiser (stade A, fig. 128).
• Le nouveau régime thermique, lié à la subduction, se traduit d’abord par un volcanisme qui débute lorsque la plaque océanique atteint une profondeur de l’ordre de 100 km (stade A).
• L’émission de laves est suivie de la montée d’un « noyau mobile » chaud qui se traduit par un front de métamorphisme de haute température par l’ascension des roches plutoniques.
— C’est ce noyau mobile qui, en montant, détermine la formation d’un dôme topographique sur les flancs duquel les sédiments se déforment en plis d’écoulement déversés les uns vers le continent, les autres vers l’océan (stade B). Plus tard des nappes de gravité s’écoulent de ce dôme et vont se sédimenter dans un bassin externe (stade C).
— C’est ensuite la migration de ce même noyau mobile vers l’extérieur de la chaîne qui détermine l’apparition de grands chevauchements plats enracinés dans la croûte sialique et déversés vers l’avant-pays (stade D). Le contre-coup de cette migration, dans les zones internes, est l’affaissement du noyau mobile et par conséquent du dôme topographique, accompagné par la formation de horsts et de grabens bordés d’appareils volcaniques (stades D et E).
• Pendant toute cette évolution et de façon quasi indépendante, une série d’écailles déversées vers l’océan se forment au front de la plaque continentale. Les sédiments convoyés par la plaque océanique et ceux qui dérivent de l’érosion du tectorogène en cours de formation s’accolent à la marge externe de la fosse ou sont partiellement entraînés sous le continent ; de ce fait, il se forme des « mélanges » avec un métamorphisme de haute pression dans la paroi externe de la fosse (stades A à E).

82Si l’on excepte sa partie la plus interne, dont les structures sont dues à la dissipation d’une énergie mécanique, l’édification du tectorogène cordillérain de Dewey et Bird n’est conditionnée que par les phénomènes thermiques dont découlent secondairement des effets mécaniques.

83Sans nier l’importance très grande des phénomènes thermiques dans les Andes centrales, disons dès à présent que ce modèle d’évolution ne semble pas s’y appliquer (cf. infra).

1.2. LE MODÈLE DE D. E. JAMES (1971 b) POUR LES ANDES CENTRALES

84Après un examen des données géophysiques actuelles qui l’amène à accepter la subduction de la plaque de Nazca sous la plaque sud-américaine, D. E. James donne un modèle de tectonique des plaques pour l’évolution des Andes centrales sur une transversale-type Arequipa-La Paz. Les caractéristiques de ce modèle sont les suivantes (fig. 129) :

— Le stade initial est une marge de type atlantique qui est stable durant tout le Paléozoïque et sur laquelle s’accumulent durant cette période, à l’emplacement futur des Andes, zone subandine comprise, 10 à 15 km de sédiments non déformés (sic ?). Du côté interne cette marge se termine par un bourrelet sialique en relief et libre de sédiments (stade 1).
— L’installation du régime de subduction s’effectue au Trias supérieur et un arc magmatique se crée à cette époque, après qu’une zone de subduction se soit formée, par suite de la rupture de la croûte océanique au large de la marge continentale. Le magmatisme de la Cordillère Royale de Bolivie serait contemporain du volcanisme ancien de l’arc magmatique (Trias supérieur-Jurassique inférieur).
— Une phase tectorogénique majeure se place dans le Crétacé supérieur ou le Tertiaire inférieur (stade 3). Elle est causée par le plutonisme (batholite côtier) dont la mise en place provoque une compression latérale qui, transmise à la partie de la croûte située plus à l’est, cause le plissement de la Cordillère Orientale et son soulèvement ultérieur.
— Les phases de compression cyclique du Miocène et du Plio-Pléistocène sont dues aux mêmes causes ; la mise en place de masses importantes de magma vers le faîte de la Cordillère Occidentale provoque le plissement de l’Altiplano et de la Cordillère Orientale.
— Cette évolution implique, toujours selon James, que l’épaississement de la croûte sous la Cordillère Occidentale soit dû à l’adjonction de produits fondus provenant du manteau ou de la zone de subduction. Sous l’Altiplano, il serait lié à la subsidence des bassins molassiques crétacés et tertiaires, au plissement et enfin aux intrusions et au volcanisme dans la partie ouest. Sous la Cordillère Orientale, enfin, l’épaississement de la croûte aurait pour origine le raccourcissement lié à la compression.
— Des considérations sur les quantités de magma nécessaires pour rendre compte de la formation des volcanites et des intrusifs amènent James à envisager, entre autres possibilités, que le front pacifique de la plaque continentale puisse être entraîné sous cette plaque au cours du sous-charriage de la plaque océanique. Notons que R. W. Rutland (1971) justifie la migration vers l’est des intrusifs du Chili par l’entraînement successif sous le continent de larges tranches (100 km) de croûte arrachées au front pacifique de la plaque sud-américaine.

85Nous retrouvons donc là un modèle proche de ceux de Dewey et Bird, mais géologiquement moins élaboré. Ici c’est la dilatation crustale due au magmatisme et non pas l’action d’un noyau mobile chaud qui provoque le plissement, latéralement et seulement vers l’est. Comme dans le schéma de Dewey et Bird, les effets mécaniques de la convergence des plaques ne jouent qu’un rôle local au front de la plaque continentale.

2. ÉVOLUTION DE LA CHAÎNE ANDINE DU PÉROU ET TECTONIQUE DES PLAQUES : UN ESSAI D’INTERPRÉTATION

86Aucun des deux modèles évolutifs que nous venons d’examiner ne me paraît rendre compte de l’évolution de la chaîne andine au Pérou ni dans le reste des Andes centrales et méridionales. Cela provient du fait que tous deux expliquent le plissement par le magmatisme, alors que dans les Andes la liaison de ces processus n’est pas une simple liaison de cause à effet.

87Il ne me semble donc pas inutile de présenter à mon tour un modèle évolutif inspiré par la tectonique des plaques actuelles, mais qui tienne compte du plus de faits possible, ceci ne veut d’ailleurs pas dire qu’il soit le seul possible. Une telle interprétation soulève de nombreux problèmes et nous les formulerons au passage. La transversale choisie est bien sûr celle du Pérou central, mais nous nous en écarterons souvent vers le nord ou le sud pour chercher des arguments ou établir des comparaisons.

88La chaîne andine du Pérou, comme nous l’avons vu, est caractérisée par une évolution en deux périodes :

• Une période de sédimentation de près de 100 MA marquée par un magmatisme synsédimentaire calco-alcalin et une sédimentation en partie marine et en partie continentale qui s’effectue dans des bassins en distension à substratum sialique ;
• Une période de tectorogénèse qui dure près de 80 MA et continue sans doute à l’heure actuelle. Elle comprend des sous-périodes « tectogéniques » marquées par des phases de compression relativement courtes (moins de 10 MA) et des sous-périodes « orogéniques » plus longues marquées par une surrection des zones plissées lors de la sous-période tectogénique précédente et par un magmatisme calco-alcalin intense (10 à 20 MA).

89La persistance d’un magmatisme de type calco-alcalin depuis le début du Norien et sa répartition parallèlement à la bordure pacifique nous font admettre qu’un régime de subduction existe au moins depuis cette époque à la bordure ouest du continent sud-américain.

2.1. L’ÉVOLUTION ANTE-TRIAS SUPÉRIEUR

90La première question qui se pose est de savoir quand et comment le régime de subduction mésozoïque et cénozoïque s’est mis en place, ce qui nous amène à considérer quelle est l’organisation de la chaîne hercynienne par rapport au Pacifique dans le domaine andin4. II apparaît que cette chaîne s’est étendue à l’ouest de la fosse pacifique actuelle et qu’elle a été amputée ensuite de ce prolongement occidental ; au Chili en particulier, les structures hercyniennes sont tronquées très nettement par la fosse (cf. bibliographie in Mégard et al., 1971).

91Ce sont là de bons arguments (cf. Dickinson, 1971 b) pour faire naître la bordure pacifique mésozoïque à partir d’un rift qui aurait coupé en deux parties une plaque sud-américaine plus étendue vers l’ouest que l’actuelle. A son début, l’histoire de la marge pacifique sud-américaine serait donc « de type atlantique » (cf. Aubouin et Borrello, 1970). Accepter cette hypothèse entraîne cependant un nouveau problème, celui du devenir du « continent sud-est pacifique » ainsi désolidarisé de l’Amérique du Sud, dont il faut peut-être chercher la trace de l’autre côté du Pacifique quoique aucun « fit » ne paraisse évident.

92Reste la question de l’âge de cette rupture du continent :

• Elle est postérieure à la chaîne du Dévonien terminal qu’elle tronque ;
• Elle est antérieure au commencement de la subduction qui daterait peut-être du Permien supérieur. En effet, les volcanites andésitiques à rhyolitiques du « Mitu » péruvien et leurs équivalents en âge du Chili et de l’Argentine andine semblent déjà former un arc magmatique dont la direction est liée au tracé de la marge pacifique plus qu’aux directions hercyniennes (fig. 130, stade 2).

93La rupture du continent se serait donc produite au cours du Paléozoïque supérieur, mais les évidences directes manquent pour la dater. Quant à la période de comportement « atlantique » du Pacifique sud-est, c’est-à-dire sans subduction, elle aurait duré au maximum pendant le Carbonifère et le Permien inférieur, c’est-à-dire 70 MA (fig. 130, stade 1).

94Si l’on admet cette hypothèse, il est intéressant de noter que le passage de la marge de type atlantique à la marge de type pacifique s’effectue, vraisemblablement au cours du Permien, sans qu’une tectonique de compression notable en résulte en bordure de l’Amérique du Sud. Les dépôts permo-carbonifères de la bordure du continent sont très peu déformés en général.

2.2. LA PÉRIODE DE SÉDIMENTATION ET LES PÉRIODES DE DISTENSION INTERCALÉES ENTRE LES PHASES DE COMPRESSION : DÉFINITION D’UN RÉGIME « NORMAL » DU MOUVEMENT DES PLAQUES

95Ces périodes sont caractérisées par un magmatisme calco-alcalin et de la distension.

2.2.1. La période de sédimentation

96Au cours de la période de sédimentation (fig. 130, stades 3 et 4) le dispositif paléogéographique typique comprend :

• Une ceinture volcanique active parallèle à la fosse, dont le substratum est sialique comme on peut le voir dans le bourrelet côtier d’Ica-Nazca, où les volcanites du Dogger émises sur place recouvrent le socle précambrien. Les produits de ce volcanisme sont essentiellement andésitiques à dacitiques dans le Pérou central, des granitoïdes atectoniques jurassiques se seraient mis en place dans cette ceinture vers Nazca ;
• Un bassin fortement subsident situé en position externe par rapport à la ceinture volcanique. A sa bordure sud-ouest, il reçoit les produits remaniés du volcanisme et parfois les roches clastiques provenant de l’érosion du bourrelet sialique qui supporte la ceinture volcanique ; il s’y mêle des coulées de pillow-lavas. A certaines époques, ce bassin est continu jusqu’au bouclier brésilien. A d’autres époques, il est divisé en deux sillons par des reliefs émergés plus ou moins éphémères, à caractère de horst. Le tracé des bordures du bassin, des sillons et des géanticlinaux qui s’y individualisent, semble dû à une tectonique en distension qui est particulièrement intense au Bathonien et au cours du Malm (mouvements névadiens et précrétacés).

97Ce dispositif se rapproche du dispositif « arc-fosse » de W. R. Dickinson (1971a, fig. 2, p. ex.), typique des bordures de type pacifique, qui comprend, de l’océan vers l’intérieur du continent : une fosse océanique avec subduction, une zone de sédimentation située sur la marge continentale, un arc magmatique en relief et un bassin situé à l’arrière de l’arc ; ce bassin est habituellement une mer marginale en expansion, qui reçoit à son bord interne les produits de l’érosion de l’arc.

98Ce modèle peut être adapté à révolution mésozoïque du Pérou, en substituant à la mer marginale un bassin intracontinental allongé et subparallèle à la fosse, soumis à un mécanisme d’extension crustale ; la division en deux sillons subsidents que montre ce bassin à certaines époques ne change pas substantiellement le modèle. L’extension crustale se traduit par des failles de subsidence et par une croûte amincie qui facilitent la montée des pillow-lavas que l’on trouve intercalés dans la série à la bordure interne du bassin. Cet amincissement ne semble jamais suffisant pour supprimer le caractère sialique de la croûte sous le bassin ; on le vérifie en particulier dans le sud du Pérou où le substratum précambrien affleure en divers points de la Cordillère occidentale. Au total, cette extension serait très approximativement de l’ordre de 50 km pour la période qui va du Permien supérieur au Crétacé supérieur.

99La géologie continentale actuelle ne nous apporte aucun renseignement sur la partie interne du dispositif mésozoïque, qui est cependant le complément nécessaire de la partie externe, puisque la présence de l’arc magmatique suppose celle d’une zone de subduction et donc d’une fosse océanique située 75 à 275 km au sud-ouest de l’arc, cette distance étant liée au pendage du plan de Benioff. Le fait que la disposition de l’arc magmatique change peu du Norien au Crétacé supérieur s’accorde avec une subduction régulière, c’est-à-dire avec une fosse dont la distance au continent reste stable et un plan de Benioff dont le pendage varie peu. Si l’on admet que les sédiments portés par la plaque océanique s’accollent au front de la plaque continentale, la position inchangée de la fosse suppose que ces produits d’accrétion soient entraînés de temps à autre sous le continent (cf. Cobbing et Pitcher, 1972).

100Cette situation remarquablement stable caractérise la bordure ouest de l’Amérique du Sud au niveau du Pérou pendant une centaine de millions d’années. Cependant, à la fin de cette période, on note une migration (ou une extension) du magmatisme vers l’est, depuis le bourrelet côtier jusqu’au pied des Andes, puisque les premiers granitoïdes du batholite se mettent alors en place (Stewart et Snelling, 1970).

2.2.2. Les périodes de distension intercalées entre les phases de compression (cf. fig. 130, stades 6, 8 et 10)

101Les périodes de l’ordre de 10 à 20 MA qui s’intercalent entre les phases de compression, sont caractérisées par :

• Un magmatisme intense, de composition essentiellement calco-alcaline, et où le volcanisme et le plutonisme ont des volumes comparables. En première approximation le rapport K₂O/SiO₂ dans les roches plutoniques, groupées selon leur âge, augmente à mesure qu’on s’éloigne du Pacifique. On sait également que les produits volcaniques et plutoniques montrent une zonation régionale subparallèle à la fosse océanique ;
• La surrection de massifs montagneux et la subsidence de bassins continentaux en forme de sillons allongés dans la direction de la chaîne. Ces bassins peuvent être situés à l’intérieur de la chaîne, comme les bassins tertiaires de l’Altiplano sud péruvien et bolivien où se déposent jusqu’à 8 000 m de roches terrigènes, ou en position externe, comme le bassin subandin.

102Le magmatisme disposé en arcs, dont la position varie selon la période considérée, et la distension dont témoigne la subsidence des bassins marquent donc ces époques. Ces caractéristiques sont proches de celles qui existaient au cours de la période de sédimentation et là encore, je les interprète selon le schéma « fosse-arc » de Dickinson ; j’admets donc qu’il y a subduction de la plaque océanique du Pacifique sud-est sous la plaque sud-américaine et que cette subduction cause directement le magmatisme et indirectement la distension.

103Le régime de subduction est cependant différent de celui de la période de sédimentation, car le plutonisme est beaucoup plus développé et le magmatisme en général est volumétriquement plus important et a une extension transversale plus grande. Ces variations peuvent s’expliquer notamment par une vitesse de rapprochement des plaques plus élevée entraînant un pendage plus faible du plan de Benioff sous le continent (Luyendik, 1970). Ceci aurait pour conséquence une répartition plus étalée de la zone de fusion des produits légers au long de la plaque donc un magmatisme plus étalé latéralement. Pour des régions où l’érosion atteint des niveaux identiques, l’expression en surface du magmatisme, c’est-à-dire la densité des affleurements de roches volcaniques et/ou plutoniques dans telle ou telle région, traduirait en premier lieu cette répartition latérale de la zone de fusion et en second lieu des conditions de distension locales favorisant la montée du magma.

104Le régime de rapprochement des plaques caractérisé par la subduction régulière (pour chaque époque considérée) de la plaque océanique du Pacifique sud-est sous la plaque sud-américaine peut être défini comme un régime « normal ».

105Il a systématiquement pour conséquences :

• La présence d’un arc magmatique continental plus ou moins large, disposé parallèlement à la fosse océanique ;
• L’existence d’un régime de distension général à la bordure du continent sur 500 à 600 km à partir de la fosse, c’est-à-dire en gros dans le secteur où la plaque continentale est au-dessus de la plaque océanique en cours de subduction. Il est vraisemblable que la marge continentale échappe à ce régime et qu’elle se raccourcit en compression à l’occasion des séismes « en faille inverse » bien connus actuellement (cf. Plafker, 1972).

106L’explication de ce régime de distension qui s’exprime en particulier par la subsidence systématique des bassins situés sur le continent, reste du domaine de l’hypothèse. Le modèle du « diapir thermique » proposé par D. E. Karig pour les arcs insulaires (1971) peut peut-être s’appliquer aux parties d’un continent situées en arrière d’un arc magmatique ; mais les phénomènes mécaniques liés au régime de subduction ne sont pas à exclure : le « synclinal » en distension formé par le tremblement de terre de l’Alaska entre la marge continentale et l’arc volcanique a en effet une largeur de 150 à 200 km, comparable à celle d’un sillon sédimentaire (Plafker, 1972) mais ces effets de surface s’amortissent vers l’extérieur et sont peu susceptibles d’influencer la subsidence de bassins aussi externes que le bassin subandin. Au cours des périodes encadrées par les phases de compression, le réajustement isostatique des « racines » nouvellement créées s’allierait à ces mêmes processus.

2.3. LES PHASES DE COMPRESSION ET LE RAPPROCHEMENT DES PLAQUES

107Le régime de magmatisme et de distension qui caractérise normalement la bordure du continent est interrompu de façon brutale par quelques phases tectoniques de compression de courte durée relative, au cours de la période « tectorogénique » qui débute vers — 80 MA et se prolonge de nos jours.

108On sait pourtant que la nature des éléments mobiles en présence, plaque continentale et plaque océanique ne change pas au cours de ces phases ; en effet, l’intervention de tout élément étranger, arc insulaire ou autre continent, susceptible d’entrer en collision avec l’Amérique du Sud et d’entraîner une phase de compression, semble absolument exclue.

109Il y a là une contradiction apparente que certains auteurs, comme James ou Dewey et Bird, ont cherché à résoudre en faisant de la compression le sous-produit du magmatisme lié à une subduction « normale ». Nous examinerons cette hypothèse. L’ayant rejetée, seule restera l’alternative d’une variation importante dans le régime de rapprochement des plaques qui, nous le verrons, peut se faire de plusieurs façons.

2.3.1. Existe-t-il une liaison magmatisme-déformation en compression ?

110Une relation spatiale entre zones déformées et magmatisme existe de toute évidence dans les Andes et dans celles du Pérou notamment, comme le montre toute carte géologique générale ; tous les granitoïdes andins affleurent dans les limites de la chaîne, zone subandine exclue.

111La nature de ces relations est un autre problème, mais je ne pense pas qu’il y ait une relation directe de cause à effet entre magmatisme et déformation en compression. Les intrusions andines ne sont pratiquement jamais syntectoniques et leur texture est très rarement orientée. Ces intrusions recoupent à l’emporte-pièce les terrains andins encaissants, quel que soit leur état de déformation. Dans la zone levée par l’équipe anglaise de Pitcher et Cobbing dans le batholite côtier, au nord-ouest de Lima, on voit par exemple un même massif en feuillet intruder les terrains d’âge crétacé moyen dont certains sont à peine ondulés et d’autres plissés en chevron. Dans ce cas, l’intrusion se fait postérieurement au plissement et de façon totalement indépendante et on peut démontrer que cet exemple a une valeur générale.

112Il me semble donc impossible d’accepter l’hypothèse de James (1971 b), selon laquelle ces mêmes intrusifs, non déformés et qui n’induisent pas d’effets mécaniques dans l’encaissant à leur contact, induiraient une tectonique tangentielle à des centaines de kilomètres de là et seulement vers l’est.

113Certes, on peut imaginer que les intrusions se trouvaient déjà là, en profondeur, et qu’elles ont provoqué le plissement par l’intermédiaire d’un dôme thermique et topographique avant de terminer leur montée (Dewey et Bird, 1970). Mais cette solution, pour être valable, demande que les plis aient des plans axiaux proches de l’horizontale ou plongeant vers l’extérieur du dôme. Ceci n’est évidemment pas le cas dans les Andes, où les plans axiaux sont subverticaux et les failles inverses très redressées.

114Quant au volcanisme, ses relations avec la compression sont encore moins évidentes ; il se met en place dans des périodes de distension et il est lui-même affecté par la déformation en compression, compression qu’il subit et ne provoque pas.

115Ceci n’empêche pas que la montée des isothermes liée à celle des intrusions puisse prédisposer telle ou telle zone à se déformer, mais l’origine même de la tectonique tangentielle ne semble pas se trouver dans le magmatisme.

2.3.2. La liaison mouvement des plaques-compression

116Le plissement n’étant pas un sous-produit du magmatisme, il ne reste qu’à le mettre au compte du rapprochement actif des compartiments continentaux peu déformés qui encadrent la zone plissée. On en revient à l’idée de J. A. Douglas (1920) que j’ai reprise en 1967 : le plissement andin résulte du rapprochement du bloc côtier et du bouclier brésilien. Ceci étant admis, il reste à savoir quel est le moteur du rapprochement de ces blocs et nous en revenons au mouvement des plaques.

117Deux problèmes indépendants se posent alors : celui de la genèse de la compression au long de la surface de contact des deux plaques et celui de la transmission latérale de la compression.

2.3.2.1. LA GENÈSE DE LA COMPRESSION

118Nous avons vu que le fonctionnement « normal » des plaques implique des séismes avec des mécanismes en faille inverse qui provoquent à leur tour des déformations de surface en compression sur la marge continentale et en distension dans les zones plus externes (cf. p. 262). Mais il ne s’agit pas là d’une déformation suffisamment intense et étendue pour que des plis réguliers de dimension kilométrique ou moindre se forment sur des distances importantes transversalement à la direction du contact des plaques.

119C’est plutôt dans un changement du taux de rapprochement des plaques en présence que l’on doit chercher un processus susceptible de créer le champ de contrainte nécessaire à une phase de compression, et plus précisément dans un ralentissement ou même un arrêt de la subduction suivi de la reprise d’une subduction normale.

120Dans cet ordre d’idée, on est amené à imaginer trois scénarios (et il en est sans doute bien d’autres) :

1211. Le premier est tiré d’une idée de X. Le Pichon (1968, p. 3693) et résumé par la figure 131 A. Une plaque océanique qui plonge sous un continent se bloquerait en atteignant la mésosphère vers 600 à 800 km (stade 2). Ce blocage provoquerait à son tour un blocage de la subduction de la plaque océanique suivi d’un « chevauchement » du continent par-dessus la fosse océanique et au-delà (stade 3). Il s’ensuivrait une rupture de la partie de la plaque océanique engagée sous le continent, accompagnée de la formation d’une nouvelle fosse et d’un nouveau plan de Benioff (stade 4).

122La surface de contact entre les deux plaques est maximum lors du stade 3 et il est vraisemblable que les forces mécaniques tangentielles liées au frottement, mises en jeu alors sont beaucoup plus élevées que lors des stades antérieurs et postérieurs. Ces forces tangentielles seraient susceptibles de déformer en compression la croûte continentale.

123L’existence de deux zones de Benioff fonctionnant en parallèle est prévue par ce modèle ; elle n’est pas sans rapport avec les observations géologiques : dans la Cordillère nord-américaine, un tel dispositif rend compte de la répartition des roches ignées du Cénozoïque moyen (Miocène et Pliocène essentiellement) en deux arcs distincts dont les courbes K/h (cf. Dickinson) se superposent (Lipman et al., 1971). On notera que les différentes pulsations de la phase majeure de compression (laramienne) précèdent ce volcanisme et sont réparties entre — 80 et — 40 MA (cf. Coney, 1972).

124Dans l’idée de X. Le Pichon, le processus de blocage du plan de Benioff contre la mésosphère se reproduit avec une certaine périodicité liée au pendage du plan et au taux de subduction ; elle serait de l’ordre de 30 MA pour un plan pendant à 30° et un taux de subduction de 6 cm/an.

125L’adoption de ce modèle implique que le taux annuel de subduction dans la fosse péruano-chilienne ait augmenté au cours du temps, par paliers et dans des proportions importantes. En effet, il aurait fallu plus de 100 MA, du Permien supérieur à la phase du Crétacé terminal, pour que l’extrémité est du premier plan de Benioff atteigne la mésosphère,... mais seulement une quarantaine de MA du Santonien à la phase de l’Eocène terminal pour que le second plan de Benioff l’atteigne à son tour,... et à peine une vingtaine de MA pour le troisième (phase du Miocène),... puis une dizaine seulement pour le quatrième (phase du Pliocène).

126Théoriquement, une telle variation du taux de subduction n’est pas impossible. Cependant, étant donné que les taux d’expansion océanique n’ont pas varié dans des proportions similaires dans le même temps, comme le montre le dessin des anomalies des 80 derniers MA dans tous les océans, cette augmentation de la subduction sur la côte sud-américaine devrait entraîner une diminution corrélative de la subduction à la bordure ouest du Pacifique et une migration de la dorsale vers l’ouest. Tout ceci reste à prouver.

1272. Le deuxième scénario (fig. 131 B) découle des observations de B. P. Luyendick (1970), selon qu’il existe une relation inversement proportionnelle entre le taux de rapprochement des plaques et le pendage du plan de Benioff.

128Un ralentissement de ce taux (stades 1 à 3) se traduirait donc par un plongement du plan de Benioff de plus en plus raide, contrôlé essentiellement par la pesanteur, jusqu’à une position limite proche de la verticale. Dans ces conditions la surface de contact entre les deux plaques est elle-même proche de la verticale (stade 3). Si le taux de rapprochement augmente à nouveau (stade 4), le processus de subduction aura de grandes difficultés à se remettre en marche du fait de l’opposition des deux plaques au long d’une surface raide et aussi du fait du coefficient de frottement élevé au départ. C’est alors que la dissipation de l’énergie mécanique pourra se traduire par un plissement.

129Ensuite, une nouvelle zone de Benioff « normale » se créera (stade 5) et un nouveau « cycle » commencera.

130Certes, la géométrie de la plaque océanique engloutie sous le continent (stade 5) peut paraître fantaisiste, mais on connaît actuellement par la séismicité, des géométries de plaques presque aussi complexes (Isacks et Molnar, 1971, fig. 2).

1313. Un troisième modèle peut être proposé qui, comme le premier, fait intervenir le chevauchement du continent sur la fosse et l’océan. Mais ici le chevauchement n’est pas dû à un blocage de la plaque océanique arrivant à la mésosphère mais à une accélération de la dérive propre du continent. Le frottement entre plaques s’accroît alors notablement car elles sont en contact sur une surface beaucoup plus grande, et la compression peut alors se transmettre à la plaque continentale. Un dédoublement éventuel du plan de Benioff peut aussi se produire.

132C’est à un modèle de ce genre que fait appel P. J. Coney (1970, 1971 b) pour expliquer l’évolution de la Cordillère américaine. Au cours des périodes de « dérive active » du continent qui « chevauche » alors « activement » la fosse océanique, la bordure de la plaque, relativement plastique du fait de l’élévation de température liée au magmatisme de l’époque immédiatement antérieure, est serrée entre la partie externe de la plaque continentale et la plaque océanique. Au cours de ce processus, la partie externe de la plaque continentale tend à s’enfoncer partiellement sous le bourrelet bordier plastique (fig. 131 C d’après la fig. 2 E de Coney, 1970) ; ce sous-charriage rendrait compte des structures écaillées vers l’est du front oriental des Rocheuses.

133Dans tous ces modèles, le fonctionnement normal de la subduction n’a rien à voir avec les phases de compression : le rôle de la plaque océanique est celui d’une butée qui s’oppose à l’avance du continent sur la fosse et l’océan. Lorsque les forces tangentielles ainsi créées dépassent un certain seuil, la déformation en compression se produit dans les zones les moins résistantes de la bordure du continent, c’est-à-dire les zones à croûte amincie et celles qui ont été mises en condition par la montée d’un front thermique, cependant que les blocs plus rigides qui les séparent se rapprochent les uns des autres en se déformant très peu.

134Il va de soi que toutes les combinaisons entre les divers modèles proposés ci-dessus sont possibles au cours de l’évolution d’une chaîne : telle phase de compression pourra être due à un blocage de la subduction et telle autre à une accélération de la dérive propre du continent.

135Il est plausible que les phases du Crétacé terminal et de l’Eocène terminal sont dues au mécanisme d’accélération de la dérive du continent car elles sont en gros, contemporaines avec des réajustements du mouvement des plaques à échelle du globe. A — 80 MA, on note en effet une réorganisation totale de l’expansion dans l’Atlantique Sud qui prend alors une direction proche d’est-ouest (Heirtzler et al.,1968) et c’est également l’époque où commence la phase d’expansion récente de l’Atlantique nord (Le Pichon et Fox, 1971). Cette réorganisation semble avoir une importance majeure dans le développement du tecto-rogène cordillérain d’Amérique du Nord ; c’est la transition des 80 MA de P. J. Coney (1971 b, 1972). Cet âge de 80 MA est en gros celui de la phase du Crétacé supérieur. Vers — 40 MA survient un autre événement important, la collision de l’Inde péninsulaire et de l’Eurasie, qui se traduit par un changement des caractéristiques de l’expansion dans l’océan Indien (Heirtzler et al, 1968). Or la phase « incaïque » au Pérou se place dans le sommet de l’Eocène, vers cette même date (cf. Van Eysinga, 1972) ; on notera aussi que dans la Cordillère nord-américaine, P. J. Coney (1971 b, 1972) définit une « transition » des 40 MA. La tectonique des plaques fournirait donc là une explication à la quasi-simultanéité de certaines phases de compression dans des chaînes éloignées et de type différent : la collision de deux continents, phénomène aléatoire, provoquerait une redistribution de l’expansion et de la subduction à échelle du globe qui se traduirait par cette corrélation troublante. Dans d’autres cas, ce serait la réorganisation de l’expansion, due cette fois à des phénomènes thermiques profonds, qui apporterait les modifications susceptibles de provoquer une phase de compression dans les chaînes cordilléraines. Dans d’autres cas encore, les phénomènes qui causeraient la compression dans un segment de chaîne, les collisions avec des arcs insulaires par exemple, n’auraient pas l’ampleur nécessaire pour provoquer un réajustement à échelle mondiale ; ce serait notamment le cas des phases triasique et jurassique de la Cordillère nord-américaine (cf. p. ex. Monger et al., 1972, p. 591).

2.3.2.2. LA TRANSMISSION LATÉRALE DE LA COMPRESSION

136Si on suppose résolu le problème de la genèse, dans la zone de contact entre les plaques continentale et océanique, d’efforts tangentiels intermittents suffisants pour provoquer un plissement, il reste le problème de la zone d’application de ces efforts ; en d’autres termes, pourquoi tel ou tel secteur se plisse lors de telle ou telle phase ?

137En premier lieu, on note que la bordure océanique, c’est-à-dire la Cordillère de la côte, transmet les efforts de compression en se déformant très peu elle-même ; ceci peut s’expliquer par la rigidité propre au bloc côtier constitué de métamorphites précambriennes et de roches intrusives pré-crétacées et par le fait que sa position interne par rapport aux arcs magmatiques du Crétacé terminal et du Cénozoïque le protège des effets thermiques qui le rendraient plus plastique.

138La répartition du plissement dans les zones plus externes de la chaîne semble être fonction, en premier lieu, de la répartition des zones subsidentes à croûte amincie, et en second lieu, de la présence de fronts thermiques liés aux intrusions post-tectoniques dont la montée serait en cours mais dont la mise en place définitive ne s’effectue qu’après le plissement.

139Le premier facteur paraît essentiel. Ainsi la phase du Crétacé supérieur plisse surtout le secteur côtier où se situe l’axe de subsidence du bassin ouest-péruvien au Crétacé et l’incorpore ainsi aux zones rigides du bourrelet côtier. La subsidence se déplace ensuite vers l’est ; elle est maximum sur les Hauts Plateaux plus de 4 000 m de couches rouges et vraisemblablement dans la partie nord-est de la Cordillère Occidentale et moins importante dans la zone subandine ; il se forme ainsi une nouvelle zone à croûte amincie, qui va devenir rigide à son tour. La subsidence reprend ensuite dans le seul secteur subandin, en particulier à proximité des Andes Orientales où le processus d’amincissement de la croûte s’accélère ; cette zone subandine ne sera enfin incorporée à la chaîne que lors des phases tardives du Miocène et surtout du Pliocène.

140Dans ce schéma, le massif isolé situé dans la Cordillère Orientale et la partie nord-est des Hauts Plateaux du Pérou central (cf. fig. 112) et plissé au Crétacé terminal pose un problème à part. Comme ce massif est le siège d’un plutonisme fini-crétacé assez intense, on peut penser que le front thermique associé à la montée des granitoïdes est la cause de la localisation du plissement. Ce faisant, on reporte seulement le problème de la causalité : quelle est la raison de ce front thermique isolé et relativement local ? On peut certes, invoquer un dédoublement du plan de Benioff, mais il faudrait d’abord entreprendre une vérification des observations de terrain en étudiant systématiquement l’âge et la composition chimique des intrusions de la Cordillère Orientale.

2.3.3. Mouvement des plaques et type de déformation

141Dans le paragraphe précédent, nous avons traité la question de l’évolution de la chaîne andine vue au long d’une transversale. Cette optique n’est valable que dans la mesure où le rapprochement des plaques a lieu dans une direction proche de la perpendiculaire à la fosse océanique. Dans ce cas, le type de déformation en compression lié au mouvement relatif des plaques est, comme nous l’avons vu :

• Soit un jeu de failles inverses accompagnées d’une déformation de surface souple (cf. Plafker, 1972), au cours des périodes de fonctionnement « normal » des plaques ;
• Soit un plissement impliquant des efforts tangentiels plus importants qui se manifestent au cours de phases de compression et traduit un jeu des plaques qui n’a rien de commun avec leur fonctionnement « normal » caractérisé par une subduction régulière.

142Dans le cas où la plaque océanique s’enfonce obliquement sous le continent supposé fixe, une composante du mouvement est parallèle à la fosse et elle peut se traduire par des décrochements à l’intérieur de la chaîne. Ainsi les décrochements dextres, d’âge andin sans plus de précision, qu’enregistrent fréquemment les stries portées par les failles longitudinales raides du Pérou central, peuvent s’expliquer schématiquement par la figure 132. Ce schéma implique des décrochements dextres dont le rejet va s’amortissant à mesure que l’on avance vers le bouclier brésilien. Ces décrochements devraient pouvoir se produire aussi bien lors des périodes de fonctionnement « normal » des plaques, c’est-à-dire les périodes de calme tectonique, où ils seraient localisés près de la marge continentale, que lors des phases de compression, où ils affecteraient des zones structurales plus externes. Ce modèle devrait pouvoir être testé à l’heure actuelle dans le sud du Pérou où l’angularité du vecteur déplacement relatif et de la fosse est tel que des décrochements sénestres devraient se produire au long des failles longitudinales situées dans la zone côtière.

2.3.4. La surrection des Andes et les plaques

143Il n’existe pas de relations évidentes entre l’orogenèse, prise dans le sens de « processus créateur de relief » et la subduction d’une plaque océanique. La création des reliefs peut se faire en compression ou en distension, mais il est vraisemblable que la distension a joué un rôle prépondérant dans le soulèvement qui a succédé à chacune des phases du plissement andin.

144On admet communément que le soulèvement des chaînes de montagne est dû au réajustement isostatique de leur racine sialique, dont la présence est attestée par le profil de la discontinuité de Mohorovicic. Les Andes centrales ont une racine sialique particulièrement volumineuse (cf. fig. 127) et n’échapperaient pas à cette règle. C’est par le biais de la formation de cette racine que la subduction joue vraisemblablement un rôle dans le soulèvement de la chaîne.

145Au niveau du Pérou central, le volume de la racine sialique des Andes centrales, tel qu’il est donné par la géophysique, est à peu près le double du volume produit par le raccourcissement, de l’ordre de 100 km, dû à l’ensemble des phases de compression andine. L’origine de cet excédent ne peut se trouver que dans un apport extérieur de produits relativement légers, que l’on ne peut faire venir que de la différenciation du manteau ou de la fusion des couches sédimentaire et basaltique de !a plaque océanique. A cet apport peut s’ajouter la fusion de copeaux de sédiments plissés et injectés d’ophiolites de la bordure externe de la fosse océanique,... et peut-être aussi celle de copeaux sialiques appartenant à la bordure sud-ouest du bourrelet côtier, qui seraient entraînés par la plaque océanique au cours de la subduction (cf. Rutland, 1971) ou plus vraisemblablement à la fin des phases de compression, lors du « redémarrage » d’une subduction normale.

146Signalons que D. I. Gough (1973) a proposé un modèle assez semblable pour rendre compte de la surrection des chaînes de type andin. Elle serait due à l’addition à la plaque continentale, dans le secteur où le plan de Benioff se trouve entre — 100 et — 200 km, d’une quantité de magma andésitique égale à 16 % du volume de la colonne verticale affectée. Il montre par le calcul que cette quantité peut être extraite en 63 MA des couches superficielles d’une plaque océanique s’enfouissant au taux de 6 cm/an.

147Si l’on admet que la surrection est due partiellement ou totalement à des apports de produits légers provenant de la plaque océanique en cours de subduction, la surrection durera aussi longtemps que le régime de subduction, le déséquilibre isostatique étant maintenu par l’apport constant de matériel issu de la fusion de la plaque océanique et du matériel éventuellement arraché au flanc externe de la fosse et dragué par la plaque océanique sous le continent. Qu’il y ait ou non accrétion visible en bordure du continent, les chaînes cordilléraines seraient donc des chaînes où le volume de la plaque continentale augmente dans tous les cas de l’apport du matériel issu des couches sédimentaires et de « socle » (couches 1 et 2) de la croûte océanique.

2.4. CONCLUSION

148Dans le cadre de la tectonique des plaques, les données géophysiques et géologiques actuelles sur le Pacifique sud-est et les Andes centrales s’intègrent dans l’ensemble avec succès dans le schéma de la marge « pacifique » caractérisée par la subduction régulière de la plaque océanique Nazca sous la plaque continentale sud-américaine, accompagnée d’un volcanisme et d’une séismicité active.

149Ce type de fonctionnement « normal » des plaques rend compte sans difficultés majeures des phénomènes magmatiques et tectoniques qui se déroulent pendant la période de sédimentation et les épisodes de distension qui s’intercalent entre les phases de compression.

150Il est plus difficile d’expliquer les phases de compression, mais là encore, certaines caractéristiques du mouvement actuel des plaques et de leur géométrie peuvent nous guider. Ayant éliminé la relation de cause à effet subduction-magmatisme-compression, seuls restent les modèles basés sur un changement important mais momentané du régime des plaques. Il peut s’agir soit d’un arrêt momentané de la subduction suivi d’une nouvelle phase de subduction active, soit d’une accélération de la dérive propre du continent, qui lui fait chevaucher la fosse océanique puis l’océan. Il existe des moyens de tester ces modèles, du fait notamment de leurs implications magmatiques ; ainsi le modèle de la figure 130 b implique à la fois une diminution progressive du volume du volcanisme et une migration de celui-ci vers la fosse, à l’approche d’une phase de compression.

151L’étude du volcanisme, plus que celle du plutonisme, doit être à même d’apporter des données précises concernant les régimes de subduction du passé. Le volcanisme devrait en effet répondre beaucoup plus vite que le plutonisme aux variations de la géométrie de la plaque en cours de subduction, car les magmas correspondants montent plus rapidement.

152Pour l’évolution des Andes centrales, des considérations sur le style tectonique nous ont fait écarter les modèles de Dewey et Bird et de James, dans lesquels la tectorogenèse est liée à la subduction par l’intermédiaire du magmatisme. Mais c’est vraisemblablement l’étude précise du magmatisme qui permettra de choisir le modèle le plus vraisemblable parmi ceux qui font naître la compression dans une variation du régime de rapprochement des plaques océanique et continentale.