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Evolution mésozoïque et paléogène
Trias à Crétacé Inférieur
A partir du Trias, une période de rifting affecte la plateforme carbonatée préexistante (Jaillard & Soler, 1996), engendrant une séquence très épaisse de dépôts syn-rift (Formation Mitu ; McLaughlin, 1924). Cet évènement est interrompu au Jurassique Inférieur, avec un comblement post-rift jusqu’au Malm par les séries de plateforme de la Formation Pucara (McLaughlin, 1924). Durant le Crétacé Inférieur, la marge est affectée par un magmatisme d’arc (arc volcanique Casma) et le développement d’un vaste bassin d’arrière-arc (Figure I-8) (Soler & Bonhomme, 1990) appelée « Plateforme Péruvienne Occidentale » (Jaillard, 1987), où une importante épaisseur sédimentaire s’est déposée (Benavides-Caceres, 1956; Jaillard, 1987), englobant les pillow-lavas de la formation Casma à l’extrême Ouest (Atherton et al., 1983; Atherton & Webb, 1989) (voir Figure I-8 ; Navarro-Ramirez et al., 2015). Ce bassin s’étend largement au niveau des Andes Centrales et des Andes du Nord, et a été déformé par les différentes phases compressives à partir du Crétacé Supérieur (e.g. Horton, 2018b; Louterbach et al., 2018; Mégard, 1984).
Crétacé Supérieur à Eocène
De nombreux auteurs (e.g. Jaillard and Soler, 1996) suggèrent une discrétisation du raccourcissement dans les Andes, en proposant deux premiers pulses tectoniques durant le Crétacé Supérieur (la phase Péruvienne), et l’Eocène (la phase incaïque). Ces phases tectoniques ont été corrélées aux pulses de convergence orthogonale à la fosse océanique présenté plus haut, entre les plaques Farallon (Nazca) et Sud-Américaine (Jaillard, 1994).
Phase Péruvienne
C’est à partir du Crétacé Supérieur (environ 80 Ma) que les premières déformations compressives ont été enregistrées de l’Equateur jusqu’au Sud du Chili (Benavides-Caceres, 1999; Jaillard, 1994; Mégard, 1984; Ramos & Aleman, 2000; Sempere, 1994; Vicente, 1990). Des chevauchements à vergence Nord-Est ont été observés sur la partie ouest de la Plateforme Péruvienne Occidentale. Cette période est aussi marquée par une rapide convergence et la mise en place du Batholithe Côtier (Atherton & Petford, 1996; Cobbing & Pitcher, 1972; Cobbing, 1999; Haederle & Atherton, 2002; Mukasa, 1984; Soler & Bonhomme, 1990), datée entre 102 et 55 Ma (Myers, 1975; Pitcher & Bussell, 1985), et affleurant aujourd’hui le long de la côte Pacifique.
Phase incaïque
L’orogenèse incaïque (Steinmann, 1929) s’est développée entre l’Eocene inférieur et l’Eocene moyen (~40 Ma) (Noble et al., 1974, 1979). Elle est considérée comme une période majeure de raccourcissement qui a façonné une grande partie des structures aujourd’hui visibles dans la partie ouest des Andes Centrales (Jaillard & Soler, 1996). Durant cette période, une chaîne plissée et faillée d’avant pays, appelée Marañón fold-and-thrust belt (MFTB) (Mégard, 1984), s’est développée vers l’est dans la Plateforme Péruvienne Occidentale (Mourier, 1988; Stappenbeck, 1929) où elle a accommodé un raccourcissement important (~68-78 km ; Eude, 2014 ; Mourier, 1988).
Orogénèse andine et évolution du Bassin Amazonien
La dernière phase orogénique, souvent appelée « phase Quechua » (Jaillard et al., 2000; Mégard, 1984), mais que nous appellerons orogénèse andine dans ce mémoire, a commencé respectivement à ~30-24 Ma dans les Andes Centrales du Nord (Calderon et al., 2017b; Eude, 2014; Eude et al., 2015) et ~40-30 Ma dans les Andes Boliviennes (Anderson et al., 2018; Oncken et al., 2006; Rak et al., 2017). Cette dernière phase, toujours active aujourd’hui, est considérée comme l’épisode tectonique majeur responsable d’une accélération de l’épaississement crustal et de la formation du relief andin. On considère que cet épisode est marqué par une propagation de la déformation vers l’Est pouvant accommoder jusqu’à 330-360 km de raccourcissement dans les Andes boliviennes (Armijo et al., 2015; McQuarrie, 2002b) avec une accélération croissante du taux de raccourcissement (Oncken et al., 2006).
Dans la Cordillère Occidentale du centre du Pérou (9-10°S), la mise en place d’un batholite tardif (Cordillère Blanche) d’âge miocène supérieur (14-5 Ma ; Zircon U-Pb ; Giovanni, 2007; Mukasa, 1984) est associé au fonctionnement d’une faille normale majeure. Cette faille a produit un rejet vertical de 4500 m depuis 5.4 Ma (Bonnot, 1984; Giovanni, 2007), entrainant l’exhumation de la Cordillère Blanche. Certaines études indiquent que la surrection de la Cordillère Blanche aurait été favorisée par une tectonique décrochante, permettant ainsi la mise en place et une exhumation du granite de faible densité (Margirier et al., 2015; McNulty et al., 1998; Petford & Atherton, 1992). D’autres études suggèrent aussi que l’extension serait due à l’effondrement gravitaire de la croûte andine surépaissie (Dalmayrac & Molnar, 1981), ou encore entrainée par le passage de la Ride Nazca dans cette région (McNulty & Farber, 2002).
Le Nord de l’Amérique du Sud est fortement marqué par la surrection de l’orogène andin au Néogène, engendrant des changements majeurs des paléoenvironnements et du réseau de drainage dans le Bassin Amazonien (Albert et al., 2006; Figueiredo et al., 2010; Hoorn, 1993; Hurtado et al., 2018; Monsch, 1998; Roddaz et al., 2005b; Roddaz et al., 2010) (Figure I-9; Hoorn et al., 2010). En effet, la transition Paléogène-Néogène est marquée par un approfondissement du bassin avec la mise en place du système Pebas, accommodant une sédimentation lacustre à influence marine. A cette époque un bras de mer peu profonde s’étendait du pied des Andes Centrales jusqu’à la Mer des Caraïbes au Nord. C’est à environ 10.6-9.7 Ma (Figueiredo et al., 2010) que ce système bascule laissant place à un drainage transcontinental et à la formation du fleuve Amazone se déversant dans l’Océan Atlantique. Ce changement brutal est dû à la suralimentation du bassin d’avant-pays amazonien, et a surement été accentué par le soulèvement de l’Arche de Fitzcarrald (Espurt et al., 2007).
Les unités morpho-tectoniques des Andes péruviennes
Les Andes Centrales sont conventionnellement subdivisées en plusieurs unités morpho-tectoniques, caractérisées par des héritages tectoniques et lithologiques très différents, engendrant un fort contraste dans la déformation andine et la topographie actuelle. Ainsi, dans la Figure I-10 ci-dessous, six unités morpho-tectoniques sont reconnaissables à partir de la carte géologique au millionième et de la carte topographique du Pérou.
La zone d’avant-arc (1)
La zone d’avant-arc est l’unité morpho-tectonique la plus occidentale des Andes. Située au front de la subduction, elle est soumise directement aux variations de couplage entre les plaques depuis le Jurassique. Cette unité, immergée sur une bonne partie des Andes Péruviennes centrales et septentrionales (Figure I-10), émerge au Nord à partir de 7°S (bassins de Sechura, Talara et Tumbes, et Cordillère Amotape) et au Sud à partir de 13°S (Massif Arequipa ou autrement appelée la Cordillère Côtière). Romero et al. (2013) ont montré que ces deux régions diamétralement opposées se poursuivaient en offshore, où elles sont constituées du même socle Protérozoïque. Le long de la côte péruvienne, la fine bande d’avant-arc émergée montre l’intrusion majeure du Batholite Côtier (Crétacé Supérieur-Paléocène) à travers les formations jurassique Chicama et crétacée Casma.
La Cordillère Occidentale (2)
Cette unité morpho-tectonique est la plus imposante en termes d’élévations, puisque c’est au cœur de celle-ci que culmine la Cordillère Blanche (9-10°S) englobant les plus hauts sommets du Pérou avec plus de 6700 m d’altitude. La Cordillère Occidentale domine la zone d’avant-arc par ses hauts plateaux occidentaux formés de bassins volcano-sédimentaires d’âge paléogène et néogène, et de volcans actifs dans la partie sud. Dans le centre et le nord Pérou, ces bassins reposent sur le MFTB, la chaîne plissée d’avant-pays représentant les vestiges de l’orogène incaïque et qui s’étend sur près de 1000 km de long. La bordure ouest des hauts plateaux correspond à l’Escarpement Ouest Andin, marquant une frontière abrupte avec la zone d’avant-arc, que l’on retrouve tout le long des Andes. Sur la Figure I-11, on peut voir que l’Escarpement Ouest Andin devient progressivement plus abrupt des Andes boliviennes vers le nord du Pérou.
L’Altiplano (3)
L’Altiplano est à la fois un haut plateau et un bassin endoréique situé à plus de ~3650 m d’altitude entre la Cordillère Occidentale et Orientale, qui se développe au sud de 15°S. Dans cette unité, les structures internes de la chaîne ainsi que des bassins paléogènes et néogènes sont soumis à l’érosion et affleurent, tandis que les dépôts quaternaires se déposent au niveau du Lac Titicaca. Cette unité, très large au niveau de la frontière Pérou-Bolivie, se rétrécie progressivement jusqu’au centre du Pérou (11°S), où l’on retrouve un dernier lac endoréique, le Lac Chinchaycocha (Figure I-11). Aux latitudes 12-14°S, l’Altiplano est érodé et soumis à de nombreuses incisions du au passage de la Ride Nazca et au soulèvement de l’Arche Fitzcarrald (Figure I-10) (Espurt et al., 2007). L’Altiplano disparait à partir de 11°S, laissant place à un long et étroit bassin versant parallèle à la chaîne, drainé par la Rivière du Marañón qui change de direction à partir de 5°S de latitude pour rejoindre le bassin du Marañon.
La Cordillère Orientale (4)
La Cordillère Orientale représente la partie la plus élevée du prisme orogénique oriental, qui est aussi la partie la plus exhumée des Andes, où se retrouvent à l’affleurement d’épaisses unités sédimentaires Paléozoïques, ainsi que le socle Protérozoïque intrudé par de nombreux plutons Paléozoïques. Cette unité, très large au niveau des Andes Boliviennes, devient de plus en plus étroite vers le Nord.
La zone subandine (5)
La zone subandine représente le front de déformation du prisme orogénique oriental, elle forme les « foothills » du flanc Est des Andes et correspond à la zone de wedge-top du système de bassin d’avant-pays amazonien. Elle est déformée par une tectonique thin-skinned et/ou thick-skinned qui s’est propagée vers l’Est vers le craton Amazonien, en impliquant les formations Mésozoïques et Cénozoïques, et en remobilisant par endroits des structures de socle héritées d’une ancienne chaîne permienne (Calderon et al., 2017a; Eude et al., 2015). La déformation de la zone subandine s’est propagée très à l’Est vers le Nord, où se sont développés de larges bassins comme celui de Huallaga.
La plaine amazonienne (6)
Elle correspond généralement à la zone de foredeep du retro-bassin d’avant-pays et se développe surtout au nord (bassin de Marañon) (Figure I-10), où elle n’est pas affectée par le soulèvement de l’Arche de Fitzcarrald et limitée à l’est par la zone de forebulge d’Iquitos (Roddaz et al., 2005a). Au sud de l’Arche de Fitzcarrald, elle correspond à la plaine du bassin Madre de Dios qui s’élargie progressivement vers la Bolivie.
Le climat actuel et passé des Andes
Un climat actuel contrasté
Sur la marge occidentale de l’Amérique du Sud, on observe une distribution très hétérogène des taux de précipitations au niveau du relief andin (Figure I-13), impliquant une forte variation des taux d’érosion.
Le flanc Ouest des Andes se caractérise par une aridité prononcée entre 35 et 0°S, se traduisant par des taux de précipitations proches de zéro. Sur le pourtour du Bassin Amazonien (Andes Centrales du Nord et Andes du Nord), on observe les pluies orographiques qui viennent se déverser sur les premiers contreforts orientaux des Andes, pouvant atteindre 7-8 m/yr dans la bassin Madre de Dios au sud de l’Arche de Fitzcarrald. A l’inverse, dans les Andes du Sud, c’est sur la côte Ouest qu’on retrouve les précipitations les plus abondantes. Dans la partie la plus large des Andes (17-30°S), dans les Andes Boliviennes, on retrouve d’une part une aridité extrême du flanc Ouest (Désert d’Atacama au Nord du Chili ; 20-30°S), mais aussi des taux de précipitations relativement faibles sur le flanc Est. Cette hyper-aridification de la côte se serait mise en place entre 19 et 13 Ma selon (Cooper et al., 2016; Rech et al., 2006), et plus récent définie à 12-10 Ma (Rech et al., 2019), comme l’indique les valeurs δ18O des carbonates des épais paléosols et l’absence de végétation dans les dépôts.
Influence du mouvement des plaques tectoniques sur le climat au Cénozoïque
Les mouvements horizontaux des plaques tectoniques ont participé à conditionner le climat global au Cénozoïque, notamment par le biais des ouvertures-fermetures des passages océaniques, permettant le mélange des eaux de surface et de profondeur entre les différents océans.
Les principaux passages qui ont soulevé l’intérêt des chercheurs, sont ceux de Drake et de Tasman, qui ont permis au courant circumpolaire antarctique (ACC) de distribuer les eaux froides de l’Océan Antarctique .
Les périodes d’ouverture du passage de Drake durant le Cénozoique semblent avoir eu un impact majeur sur l’organisation des courants océaniques et atmosphériques globaux (Eagles et al., 2006; Kennett et al., 1975; Lagabrielle et al., 2009). L’ouverture de ce passage permet en effet la libre circulation de l’ACC autour de l’Antarctique, en passant par l’extrémité Sud de l’Amérique. Lorsque ce passage est ouvert, une partie des courants froids de l’ACC remonte dans l’océan Pacifique et le long de la marge Ouest de l’Amérique du Sud, créant ainsi le système de courants de Humboldt (HCS). L’anticyclone subtropical de l’Est du Pacifique qui conduit les vents vers l’équateur est le principal moteur et déviateur du courant de Humboldt. Ce courant est caractérisé par un important système d’eaux froides ascendantes se déplaçant vers le Nord, ayant une influence majeure sur le climat côtier. Il réduit les températures atmosphériques et est donc défavorable aux précipitations (e.g. Garreaud et al., 2010; Hartley, 2003; Houston and Hartley, 2003). Par conséquent, l’ouverture du passage de Drake génère un afflux océanique plus froid le long de la marge du Chili, du Pérou et de l’Equateur, caractérisé par des vents froids et secs. Le courant de Humboldt se jette dans la courbure concave des Andes Boliviennes, participant ainsi en grande partie aux conditions d’hyperaridé du désert d’Atacama. De plus, cette aridité s’accentue par l’apport des courants atmosphériques descendants secs des cellules de Hadley au niveau des latitudes subtropicales, déclenchant ainsi une désertification dans ces régions du monde (Garreaud et al., 2010).
Le courant de Humboldt rencontre les eaux tropicales chaudes circulant vers le Sud (surtout au niveau de l’Equateur et au Nord du Pérou), autrement appelé le Peru-Chile Counter-current (PCCC). Lorsque le passage de Drake est étroit ou fermé, le PCCC prend l’ascendant sur le courant de Humboldt, et augmente les températures et précipitations le long des côtes de basses latitudes (Chaigneau et al., 2013).
L’étude de données géophysiques marines et géologiques ont permis de définir le début de l’ouverture du passage de Drake à environ 50 Ma (Livermore et al., 2005) du à la divergence des plaques entre l’Amérique du Sud et l’Antarctique. Un proto ACC commence alors à se mettre en place de 41 à 30 Ma, attesté par la formation d’un fond océanique dans les bassins de Dove et Protector (Eagles et al., 2006). Les enregistrements stratigraphiques montrent que le bras de mer de la Terre de feu était rétréci entre 29 et ~15-14 Ma, avec un maximum de rétrécissement à 21 Ma (Lagabrielle et al., 2009). L’élargissement du passage de Drake s’est produit à partir de ~15-14 Ma, grâce à la migration vers l’Est de l’arc Scotia (Barker, 2001).
Choix de la zone d’étude et démarche
Pour étudier les interactions entre la tectonique de raccourcissement et le climat des Andes Centrales, nous avons choisi d’étudier les Andes Centrales du Nord aux latitudes 5-9°S, pour les raisons suivantes :
• Cette partie des Andes péruviennes est celle qui a connu la plus longue période d’aplatissement du slab ; elle est située au niveau de la portion la plus plate et la plus développée de la subduction plane (Figure I-12(a)). Etant donné que la subduction inhibe le volcanisme dans cette région, il semble que l’addition magmatique n’ait pas été un processus majeur de croissante crustale durant ces 10 derniers Ma. La zone étudiée présente donc un cadre favorable pour répondre à nos questions sur le rôle du raccourcissement crustal des Andes Centrales durant le Néogène.
• Cette région est la plus large des Andes Centrales du Nord, avec une propagation du prisme orogénique oriental très développée vers l’Est, comprenant les plus grands bassins subandins (bassins de Huallaga et Marañon). Le prisme orogénique oriental a fait l’objet de nombreuses études ces 10 dernières années (Calderon et al., 2017a, 2017b; Eude, 2014; Eude et al., 2015; Hermoza et al., 2005), proposant des restaurations séquentielles de la déformation (Calderon et al., 2017a; Eude et al., 2015). Les résultats suffisamment précis de ce côté de la chaîne sur la propagation des structures Néogène, nous ont permis de concentrer nos travaux sur l’avant-arc et la Cordillère Occidentale.
• La zone d’avant-arc a fait l’objet de nombreuses acquisitions de données sismiques et de forages lors d’explorations pétrolières ou pour des recherches académiques (Calvès et al., 2017; Clift et al., 2003; Herbozo et al., 2013; von Huene & Lallemand, 1990; Ibaraki, 1990; Krabbenhöft et al., 2004; Kulm et al., 1981, 1982; Darwin Romero et al., 2013; Schrader & Castaneda, 1990; Sternbach et al., 2010; Thornburg & Kulm, 1981; Timoteo, 2015; Timoteo et al., 2017), permettant une bonne synthèse stratigraphique et tectonique.
• Par ailleurs, la Cordillère Occidentale contient le Bassin Calipuy, qui forme les hauts plateaux occidentaux visibles sur une grande partie de la chaîne (Figure I-11). Ce bassin volcano-sédimentaire est extrêmement étudié pour son volcanisme et ses minéralisations (Cerpa et al., 2008; Chávez et al., 2013; Cossío, 1964; Hollister & Sirvas, 1978; Navarro, 2013; Navarro et al., 2010; Pajuelo et al., 2013a, 2013b; Rosenbaum et al., 2005). C’est un excellent marqueur, découpé par l’Escarpement Ouest Andin (WAE), et incisé par deux rivières principales qui permettent d’observer les remplissages et les déformations du bassin.
• Le timing des déformations a déjà été estimé à partir d’études de thermochronologie de basse température dans chaque unité morpho-tectonique : au niveau de la côte (Eude, 2014; Michalak, 2013), de la chaîne d’avant-pays incaïque (MFTB) (Scherrenberg et al., 2016), de la transition cordillères Occidentale-Orientale (Eude et al., 2015; Michalak et al., 2016; Scherrenberg et al., 2016), et dans la zone subandine (Calderon et al., 2017b; Eude et al., 2015). Il est donc possible d’effectuer une synthèse de la propagation du soulèvement-exhumation et des déformations à travers toutes les Andes Centrales du Nord.
• La Cordillère Occidentale montre aussi une excellente exposition de la chaîne d’avant-pays incaïque (MFTB), permettant de mieux définir l’étendu et le rôle de son héritage dans les Andes actuelles (Eude, 2014; Mourier, 1988).
• De plus, le changement majeur paléo-environnemental entre le système proto-amazonien Pebas et le bassin amazonien transcontinental durant le Miocène a fait l’objet de nombreuse études sur la stratigraphie et les provenances sédimentaires (Albert et al., 2006; Figueiredo et al., 2010; Hurtado et al., 2018; Roddaz et al., 2005b; Roddaz et al., 2010), les variations de subsidence reliée à la flexure lithosphérique en réponse à la charge orogénique des Andes (Roddaz et al., 2005a) et à l’effet de la subduction plate sur la topographie dynamique (Eakin et al., 2014; Moucha et al., 2007; Shephard et al., 2010).
Toutes ces études peuvent être intégrées à l’échelle de l’orogène, pour mieux comprendre son évolution et calibrer sa modélisation.
Structure de la thèse et approches méthodologiques
Trois chapitres principaux sont présentés dans cette thèse, les résultats de chaque chapitre alimentant le suivant pour finalement proposer un modèle tectono-climatique des Andes Centrales du Nord dans le chapitre IV.
Nouveau modèle d’évolution tectonique de la marge occidentale des Andes Centrales du nord
Ce chapitre présente une révision tectono-stratigraphique et une coupe équilibrée onshore-offshore traversant la marge occidentale du nord du Pérou. L’étude des déformations de l’Escarpement Ouest Andin et des bassins néogènes associés à son histoire se fait par une approche réunissant géologie structurale, datations U-Pb sur zircons sur roches volcaniques pour compléter le modèle litho-stratigraphiques, étude de provenances sédimentaires (méthode U-Pb sur zircons) pour comprendre la configuration des reliefs préandins, et thermologie basse température pour contraindre l’exhumation régionale et l’histoire des soulèvements tectoniques.
En offshore, l’interprétation de coupes sismiques permet de réviser l’architecture structurale et stratigraphique des bassins paléogènes et néogènes qui se sont développés durant les orogénèses incaïque et andine.
La coupe équilibrée restaurée à partir d’un niveau stratigraphique repère préandin permet de mieux comprendre les relations entre les deux orogénèses.
Structures lithosphériques des Andes Centrales du Nord
L’assemblage des résultats structuraux du chapitre II avec les données préexistantes sur le prisme orogénique oriental, combiné à des données de géophysique profonde, aboutit à la construction d’une coupe équilibrée d’échelle orogénique. Cette coupe propose une restauration des déformations néogènes permettant de calculer le raccourcissement nécessaire à l’épaississement crustal durant l’orogène andin. La synthèse des données thermochronologiques le long de cette coupe permet de comprendre la propagation de l’exhumation de la chaîne et de relier son signal à la tectonique régionale. L’état restauré permet aussi d’illustrer les déformations et les différents domaines tectoniques hérités de l’orogénèse incaïque.
La réalisation de cartes d’anomalies de gravité (à l’air libre et de Bouguer complète) permet de mettre en évidence les hétérogénéités de densité en profondeur, qui peuvent être interprétées grâce à la géologie de surface. Ces données sont ensuite utilisées dans la modélisation géophysique LitMod (Afonso et al., 2008), qui permet de modéliser les structures lithosphériques de premier ordre le long de la coupe équilibrée et de comprendre quelles sont les parties du relief qui ne sont pas isostatiquement compensées. Ce logiciel permet d’entrer un modèle géométrique avec différentes densités crustales et compositions mantelliques, et de comparer les données modélisées avec celles observées (topographie, ondulation du géoïde, anomalies à l’air libre et de Bouguer complète calculée précédemment, flux de chaleur). Il permet aussi de calculer l’état thermique de la lithosphère, les densités mantelliques, et la distribution des vitesses P et S au sein du manteau. La modélisation permet donc de mettre en évidence les possibles hétérogénéités de la croûte le long de la coupe principale.
Modélisation numérique (tAo) de l’évolution tectono-climatique des Andes Centrales du nord (5-9°S)
Une modélisation tectono-climatique est réalisée avec le code tAo (Garcia-Castellanos, 2007; Garcia-Castellanos & Jiménez-Munt, 2015) à partir de la coupe équilibrée d’échelle crustale obtenue dans le chapitre III. Ce logiciel permet de calculer les interactions des processus à l’échelle de l’orogène et des bassins, en couplant les processus de surface (érosion-transport-sédimentation), la flexure lithosphérique et l’isostasie. La modélisation a pour but de tester si le raccourcissement crustal peut expliquer la topographie et la géomorphologie du relief, la position des bassins observés le long de la coupe et leurs épaisseurs sédimentaires, et de comprendre comment le climat peut influencer la géomorphologie. Plusieurs contraintes climatiques sont testées, telles que les précipitations orographiques qui évoluent avec le soulèvement des Andes, ainsi qu’un climat initialement aride comme observé avant la formation des Andes.
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Table des matières
Chapitre I – Introduction et contexte régional
1. Introduction et problématiques générales
2. Contexte géodynamique
2.1. La subduction
2.2. Evolution mésozoïque et paléogène
2.3. Orogénèse andine et évolution du Bassin Amazonien
2.4. Les unités morpho-tectoniques des Andes péruviennes
2.5. Structures profondes des Andes Centrales
2.6. Le climat actuel et passé des Andes
3. Choix de la zone d’étude et démarche
4. Structure de la thèse et approches méthodologiques
Chapitre II – Nouveau modèle d’évolution tectonique de la marge occidentale des Andes Centrales du Nord
1. Introduction
2. Western thrusting and uplift in the northern Central Andes (western Peruvian margin)
2.1. Résumé en français et en anglais
2.2. Introduction
2.3. Geological background
2.4. Methodology and data
2.5. Structural architecture of the forearc basins
2.6. Structural architecture of the Western Cordillera
2.7. Offshore-onshore stratigraphic correlations
2.8. Regional balanced cross-section
2.9. Calipuy Plateau-Basin and WAE exhumation from thermochronology
2.10. Cenozoic tectonic history and discussion
2.11. Conclusion
3. Conclusions du chapitre
Chapitre III – Structures lithosphériques des Andes Centrales du Nord
1. Introduction
2. Neogene horizontal shortening as the main mechanism to explain crustal thickening in northern Central Andes (5-9°S)
2.1. Résumé en français et en anglais
2.2. Introduction
2.3. Upper crustal thrust systems: geometry and timing of deformation
2.4. Crustal balanced cross-section and estimation of Neogene shortening
2.5. Implications and conclusions
3. Structures lithosphériques des Andes Centrales du Nord
3.1. Introduction
3.2. Méthodes et données utilisées
3.2.1. La modélisation géophysique LitMod
3.2.2. Données géophysiques
3.3. Résultats
3.3.1. M(a) : géométrie lithosphérique simplifiée
3.3.2. M(b) : structures crustales issues de la coupe équilibrée
3.4. Discussions et conclusions
4. Conclusions du chapitre
Chapitre IV – Modélisation numérique (tAo) de l’évolution tectono-climatique des Andes Centrales du Nord (5-9°S)
1. Introduction
2. Tectonic and climatic controls on the Neogene geodynamic evolution of the northern Central Andes: a numerical modeling (5-9°S)
2.1. Résumé en français et en anglais
2.2. Introduction
2.3. Geological and climatic settings
2.3.1. Morpho-tectonic setting and crustal shortenings estimations
2.3.2. Syn-orogenic sedimentary thicknesses and paleoenvironments in Neogene basins
2.3.3. Erosion rates
2.3.4. Climatic settings
2.4. Methods and input parameters
2.5. Results
2.5.1. Shortening inferred from tAo model under orographic precipitations (M1)
2.5.2. Comparison between predicted and observed features of M1
2.5.3. Evidence of an initial arid climate for the western Andean flank development (M2)
2.5.4. Topographic and rainfall evolution of the northern Central Andes
2.6. Discussion
2.6.1. Tectono-climatic evolution and development of an Altiplano
2.6.2. Transcontinental drainage in the Amazonian foreland basin
3. Conclusions du chapitre
Chapitre V – Conclusions générales de la thèse
1. Déformations néogènes de la croûte supérieure le long la marge occidentale des Andes Centrales du Nord
2. Formation-propagation du relief andin et évolution paléo-environnementale
3. Héritage de l’orogène incaïque et érosion post-orogénique
4. Interactions tectono-climatiques et influences sur la morphologie des Andes et de l’Altiplano
Références
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