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Géologie du Perou

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Géologie du Perou

  • Comme l’ensemble des Andes, celles du Pérou représentent une chaîne de subduction, c’est-à-dire une chaîne édifiée au dessus d’une zone de subduction. Ces chaînes sont caractérisées par un arc volcanique calco-alcalin («ceinture de feu » du Pacifique).
    La plaque océanique qui s’enfonce sous la côte péruvienne est celle de Nazca (une sous-plaque de celle du Pacifique). Elle est affectée d’une structure mal connue, SW-NE, dite ride océanique de Nazca qui s’enfonce elle aussi sous l’Amérique du Sud. Elle pourrait être une zone de décrochement car elle correspond à peu près à la limite entre Pérou N et S où l’affrontement des deux plaques (Nazca et S-Amérique)  se présente différemment :
    - dans le Pérou sud, l’inclinaison du plan de subduction est normal (environ 35°), la convergence est due à la gravité qui fait s’enfoncer la croûte océanique, le volcanisme est actif, le régime est donc distensif.
    - dans le Pérou nord, le plan de subduction est faiblement incliné (pendage de 10 à 15°) et la convergence rapide car le régime est compressif à cause du jeu des grandes plaques mondiales). Le volcanisme est arrêté. Celui qu’on y voit est d’âge crétacé supérieur à paléogène.

    Dans les deux cas, l’arc volcanique s’est mis en place sur le bord du continent sud-américain (« bouclier brésilien ») dès le début du Secondaire. On trouvera donc partout, dans son substratum, du Précambrien (daté de 600 à 680 Ma) et sa couverture sédimentaire primaire, plus ou moins épaisse suivant les points.

    1. Le Pérou N

    D’W en E, se succèdent les ensembles suivants :
    1. La fosse océanique est à 100-130 km de la côte actuelle. Il existe donc un  plateau continental immergé, connu seulement par les sondages et les profils sismiques qui montrent le bord même du continent, découpé en blocs, et couvert de sédiments plio-quaternaires épais. Ils forment un véritable prisme d’accrétion dont une partie s’enfonce dans la zone de subduction, associée à des sédiments océaniques. Ce plateau continental n’atteint pas la côte : la zone côtière montre déjà, sous des sables dunaires, l’élément structural suivant, à savoir :

    2. La Cordillère occidentale des géographes. C’est l’arc volcanique et magmatique des géologues, inactif depuis le Miocène. C’est une série sédimentaire épaisse, surtout jurassique et crétacé inférieur, volcano-détritique. Le volcanisme est calco-alcalin ce qui indique que la subduction était déjà à l’œuvre. Les faciès sont continentaux à lagunaires. Le tout est plissé en accordéon, sans nappes ni métamorphisme. Soulèvement toujours en cours (failles vivantes).
    Cet ensemble est traversé par des plutons granodioritiques calco-alcalins datés de 100 Ma (Crétacé moyen), que le soulèvement récent de la chaîne a fait surgir, suivant deux axes parallèles : « le batholite côtier », très long (1000 km) mais peu élevé, et celui de la Cordillera Blanca, plus court mais qui porte le point culminant du Pérou (Huascaran, 6768m).
    A cause de cette activité magmatique, la Cordillère occidentale est le siège de nombreuses minéralisations dont l’or et l’argent, exploités jadis par les Incas puis les espagnols.
    A sa limite orientale (vallée du Marañon), cette cordillère voit sa série s’amincir (seuil du Marañon, ancien relief hercynien) et s’écailler (« écailles du Marañon »).

    3. La Cordillère orientale. Elle est séparée de la précédente par une importante zone de fracture, d’origine ancienne, soulignée par les écailles du Marañon, de vergence opposée (morphotectonique ?). Egalement assez élevée, elle montre plus largement son socle précambrien et primaire, avec une couverture secondaire et tertiaire, plus ou moins volcano-détritique, entrecoupée de quelques venues volcaniques calcoalcalines et de rares plutons granodioritiques intrusifs, récents, traduisant une migration du volcanisme vers l’Est. Cette couverture a été ensuite plissée (plis serrés accompagnés de schistosité subverticale). Le soulèvement est également en cours (failles vivantes).

    5. La zone subandine, déjà envahie par la forêt amazonienne. Série sédimentaire secondaire et tertiaire épaisse, non volcano-détritique. Plus de volcanisme ni de granitisations. La géophysique a montré qu’elle est constituée d’un empilement d’écailles très plates à vergence amazonienne, liées au sous-charriage du bouclier brésilien sous les Andes en formation.

                           
    Si l’on fait intervenir les données géophysiques, on peut dessiner comme suit la coupe des Andes péruviennes du nord à l’échelle de la croûte terrestre :

    1. Le Pérou sud

    Ici, la plaque Nazca s’enfonce suivant l’angle habituel des zones de subduction (30° environ), donc par effet de la gravité. Le régime en cours est donc distensif et le volcanisme actif mais on y retrouve les grands éléments structuraux du Pérou nord. A savoir, à partir de la fosse de subduction :

    1. Un plateau continental qui émerge  dans la zone côtière, ici plus large, sous la forme de terrains anciens (précambriens à crétacés) localement couverts de sédiments récents. C’est seulement après qu’on atteint :

    2. La Cordillère occidentale, également identique pour ce qui est de son substratum et de ses sédiments, mais hérissée de volcans encore actifs dont le plus connu est le Misti, 5867m, près d’Arequipa. Ce volcanisme du Pérou S dessine plusieurs bandes parallèles qui deviennent de plus en plus jeunes vers l’E, du Jurassique supérieur au Quaternaire. Ce volcanisme récent a donné naissance à un épais manteau de tufs volcaniques qui forment un piedmont plus ou moins accidenté descendant vers l’Altiplano, vaste plateau à 4000m d’altitude moyenne, qui le sépare de la Cordillère orientale.

    3. L’Altiplano est encaissé entre des failles qui le séparent des deux cordillères, W et E. Il s’amenuise vers le N, vers Cuzco et, inversement s’élargit vers le S, en Bolivie. En surface, il montre une épaisse série détritique, néogène et quaternaire, lacustre à continentale, qui a enregistré les déformations récentes de la chaîne. Contrairement à ce qu’on pourrait penser, cette région  n’est pas un bassin d’effondrement intramontagneux. C’est une portion de la chaîne qui n’a pas été autant soulevée que les cordillères voisines. Du coup, elle en reçoit les produits d’érosion et les eaux (lac Titicaca ) qui masquent des plis aussi complexes que sur ses bords.
    Ce substrat, plissé et écaillé, peut être considéré comme le lointain prolongement des écailles du Marañon, avec la même série secondaire réduite (probablement liée à seuil hercynien résiduel) et la même vergence opposée des accidents bordiers (morphotectonique probable, comme en Provence). Ces plis témoignent du régime compressif qui s’est exercé à plusieurs reprises sur la région.
    L’origine de cette étrange dépression intra-andine est mal connue. Probablement un accident hercynien majeur séparant le seuil évoqué plus haut et le cœur de la chaîne situé plus à l’E.

    4. La Cordillère orientale. Comme au N, c’est une sorte de chaîne intracontinentale accolée à la chaîne de subduction, à double déversement (vers l’W sur l’Altiplano, vers l’E sur la zone subandine) et dont l’altitude est élevée (plus de 6000m). Son cœur est formé de Précambrien et d’une série primaire réduite révélant qu’on était là au cœur de la vieille chaîne hercynienne évoquée. Le Permien, rouge, très épais, avec évaporites, témoigne de sa destruction sous climat chaud et humide. Cette chaîne a dû rester une zone haute au Secondaire car le Jurassique manque totalement, et la sédimentation crétacée reste continentale à lacustre (sauf une très brève incursion marine au Crétacé moyen qui dépose des calcaires à ammonites).

    5. La zone subandine, identique à celle du Pérou nord.

    Evolution orogénique
    Grâce aux datations du volcanisme calco-alcalin, on sait que le régime de subduction a commencé après le Permien.
    Du Trias à la fin du Crétacé inférieur, le régime distensif domine. Un arc magmatique s’installe dans la  zone côtière de l’époque. On n’en connaît des traces que dans la zone côtière du Pérou S. Cet arc alimentait vers l’Est, en sédiments volcano-détritiques, un bassin arrière-arc (future Cordillère occidentale).
    Ce bassin était limité à l’Est par un seuil (Marañon-Cuzco-Altiplano), résidu probable d’un relief hercynien incomplètement érodée, sorte d’avant-poste de la chaîne hercynienne proprement dite située plus à l’E, et qui ne montre qu’une mince couverture secondaire de moins en moins volcano-détritique. On  passe ensuite à un bassin de subsidence, celui de la zone subandine, non volcanisé, dont le remplissage, très épais, est dû à l’érosion du bouclier brésilien (10 000m de sédiments !).
    Pendant cette première période, il n’y pas de chaîne andine, mais un alignement de volcans en bordure du Pacifique.
    A partir du Crétacé supérieur, commence une période complexe où alternent phase de compression et de distension liées à la tectonique globale. La marge subit donc des périodes de raccourcissement, avec plissement en surface, tandis que la subduction entraîne en profondeur des paquets successifs de la marge continentale. L’arc magmatique se localise au niveau de l’ancien bassin arrière-arc qui va  se plisser et se soulever au cours des périodes compressives pour donner  la Cordillère occidentale.

    Ces crises de compression correspondent, comme on pouvait s’y attendre (tectonique globale), à celles du SE de la France, à savoir :
    - Crétacé moyen (phase Mochica) : collision alpine, premières nappes des Alpes orientales soulèvement de l’isthme durancien
    -Crétacé supérieur (phase péruvienne) : début du plissement pyrénéo-provençal et ses échos alpins

                                    
           
    Eocène supérieur (phase Incaïque) : phase pyrénéo-provençale principale, mise en place des nappes internes alpines.
    Néogène (phase Quechua) : plissement des chaînes subalpines.
    Comme dans les Alpes, ces phases affectent des portions de plus en plus étendues de la chaîne, la zone subandine étant plissée la dernière.
    La chaîne est toujours en cours d’évolution comme le prouve l’intense activité séismique dont elle est le siège et qui révèle le jeu encore actuel de la subduction et du sous-charriage du bouclier brésilien sous les Andes, exactement comme le socle jurassien sous les Alpes.

    L’altitude de la chaîne s’explique par la forte épaisseur de la croûte (75 km), due :
    1. aux apports de magma calco-alcalin,
    2. au raccourcissement de la chaîne sous l’effet de la compression, raccourcissement estimé, après déroulement des plis et des chevauchements,  à 200 km environ,
    3. au sous-charriage du bouclier brésilien sous la chaîne sous l’effet de la compression,
    4. au sous-charriage d’une partie de la marge sud-américaine, mais cette fois sous l’effet de la subduction. Ces portions de marge, entraînées en profondeur, sont  venues se plaquer sous la croûte qui la précédait vers l’E (phénomène de « sous-placage »).
    On peut donc résumer la structure actuelle du Pérou par la coupe suivante, qui est celle du Pérou Sud, plus complexe que celle du Pérou N.

                                                                           
            Le déplacement du magmatisme vers l’Est est dû au raccourcissement progressif de la chaîne

     

    En conclusion, les différences essentielles entre les Alpes et les Andes sont évidemment liées à la présence d’une zone de subduction permanente (alors que dans les Alpes, elle ne fonctionne qu’au moment de la collision entre deux plaques). Cette subduction permanente a trois conséquences :
    1. la présence d’un arc volcanique (et de ses batholites profonds). Cet arc alimente constamment les bassins marins qui l’entourent en produits volcaniques détritiques (greywackes), monotones et épais. Les calcaires y sont exceptionnels.
    2. Un affrontement océan-continent, au lieu d’une collision intercontinentale. Il n’y a donc pas l’équivalent du mini-océan téthysien des Alpes, donc pas de zone à ophiolites entre deux marges écaillées. Certes on connaît des « Andes à ophiolites » (Colombie-Vénézuela) mais les ophiolites en question ne sont qu’un panneau de la croûte pacifique qui, au lieu de s’enfoncer sous le continent, est venu en collision avec lui.
    3. La prédominance des sous-charriages de socle sur les charriages classiques. Il n’y a pas de nappes de style alpin. Toutefois la zone subandine  chevauche largement le socle brésilien suivant une surface subhorizontale sur laquelle se greffent des chevauchements très réguliers et très plats.

    En revanche, les périodes de plissement sont les mêmes car elles dépendent du jeu des grandes plaques mondiales. Entre ces périodes de plissement, le régime distensif lié à la subduction classique règne à nouveau, avec son cortège de magmatisme.

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