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Université de Toulouse Université Paul-Sabatier

mémoire présenté en vue de l’obtention de l’« habilitation à diriger des recherches » spécialité : Sciences de la Terre

par

Thierry SEMPERE Ingénieur civil des mines (Paris), docteur-ingénieur de l’Ecole des mines de Paris, directeur de recherche à l’Institut de recherche pour le développement (I.R.D.)

Un cas cénozoïque de croissance crustale dans un arc continental : les Andes Centrales revisitées A Cenozoic case of crustal growth in a continental arc: The Central Andes revisited

soutenu le 10 février 2010 devant le jury composé de : M. Yves Lagabrielle * M. Jean-Marc Lardeaux * Mme Andrea Tommasi * Mme Anne Nédélec ** M. Pierre Soler M. Olivier Vanderhaeghe M. Dominique Chardon

directeur de recherche au Centre national de la recherche scientifique professeur à l’Université de Nice Sophia Antipolis directrice de recherche au Centre national de la recherche scientifique professeur à l’Université Paul-Sabatier de Toulouse directeur de recherche à l’Institut de recherche pour le développement professeur à l’Université de Nancy professeur à l’Université Paul-Sabatier de Toulouse * rapporteur, ** directeur


— À quoi bon, mon pauvre monsieur, vous donner tant de peine, et pourquoi composer une histoire, quand vous n’avez qu’à copier les plus connues, comme c’est l’usage ? Si vous avez une vue nouvelle, une idée originale, si vous présentez les hommes et les choses sous un aspect inattendu, vous surprendrez le lecteur. Et le lecteur n’aime pas à être surpris. Il ne cherche jamais dans une histoire que les sottises qu’il sait déjà. Si vous essayez de l’instruire, vous ne ferez que l’humilier et le fâcher. Ne tentez pas de l’éclairer, il criera que vous insultez à ses croyances. Les historiens se copient les uns les autres. Ils s’épargnent ainsi de la fatigue et évitent de paraître outrecuidants. Imitez-les et ne soyez pas original. Un historien original est l’objet de la défiance, du mépris et du dégoût universels. Croyez-vous, monsieur, ajouta-t-il, que je serais considéré, honoré comme je suis, si j’avais mis dans mes livres d’histoire des nouveautés ? Et qu’est-ce que les nouveautés ? Des impertinences. Anatole France (1844-1924), L’île des pingouins (préface), 1908.

Gilbert Garcin (1929- ), Le dessous des choses, 2001.

C’est une hardiesse dangereuse et de consequence, outre l’absurde temerité qu’elle traine quant et soy, de mespriser ce que nous ne concevons pas. Michel Eyquem de Montaigne (1533-1592), Essais (I, 26), 1580.

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Table des matières Avant-propos ............................................................................................................................................ 7 L’histoire d’une recherche est cette recherche même ................................................................ 9 « La recherche n’est pas un long fleuve tranquille » ......................................................................... 10 La « chaîne hercynienne » en Bolivie : un premier cas de « bulle interprétative » ......................... 15 Le « paradoxe de Tupiza », ou comment les modèles en viennent à occulter la réalité .................. 19 Les deux mamelles de la géologie andine : « phasisme » et « chevauchementisme » .................... 25 Splendeur et décadence du « phasisme » ...................................................................................... 26 L’essor du « chevauchementisme » ............................................................................................... 29 Une interprétation intenable ................................................................................................................ 32 Où est le raccourcissement attendu à l’ouest de l’Altiplano ? .................................................... 33 Des structures subverticales d’échelle crustale à lithosphérique ............................................... 35 L’ambiguïté des images sismiques dans l’orogène proprement dit ............................................ 37 La difficulté d’un épaississement tectonique important dans une marge concave ..................... 39 « Andes Orientales » et « Andes Occidentales » : des traits tectoniques contrastés ................. 39 Une orogenèse majeure sans le moindre raccourcissement tectonique ...................................... 43 Le magmatisme de subduction : oubli ou ignorance ? ....................................................................... 44 Des observations anciennes pleines de discernement .................................................................. 44 Un troisième paradigme : l’« andesite model » ne vaudrait-il pas aussi pour les Andes ? ...... 48 L’aveuglement de la tradition tectonicienne ................................................................................. 50 Volumes, taux, et épisodicité de la croissance crustale ............................................................... 53 Des processus multiples, un seul géosystème .................................................................................... 59

Le passé est la clé du présent : une brève histoire des Andes Centrales ............................. 61 Les Andes n’ont pas toujours été les Andes ....................................................................................... 63 L’étirement de la marge : Paléozoïque supérieur - Crétacé moyen (~300?-~90 Ma) ............... 64 Le début de l’épaississement crustal : Crétacé supérieur - Oligocène moyen (~90-30 Ma) ..... 66 L’épaississement crustal majeur : Oligocène moyen - Quaternaire (30-0 Ma) ......................... 70 Où et quand les Andes sont-elles devenues les Andes ? ................................................................... 77 La question très débattue du soulèvement andin .......................................................................... 77 Les organismes vivants comme marqueurs de la surface : le potentiel de l’information phylogénétique pour la géologie ......................................... 78 Un orogène est une « usine à espèces » : l’extraordinaire exemple des Andes ......................... 78 Un soulèvement diachrone longitudinalement .............................................................................. 80 Chronologie de la propagation longitudinale du soulèvement .................................................... 81 Forçages géologiques de l’Évolution et de la biodiversité : vers des synergies entre phylogénétique et géologie ? ...................................................... 85 L’enregistrement de l’épaississement crustal par la géochimie des magmas .................................. 86

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De troublantes coïncidences, géométriques et chronologiques ......................................................... 89 Les Andes avant les Andes ............................................................................................................. 89 La naissance des Andes .................................................................................................................. 90 A l’origine de l’épaississement et de l’orocline : le singulier déclenchement d’un panache de subduction .................................................. 92 Les enseignements d’une orogenèse en deux étapes dans le CAO .............................................. 99 Au nord du CAO : une orogenèse par fluage ductile depuis le CAO ........................................ 101 Le CAO comme segment privilégié de croissance de la croûte ................................................. 102 Un raccourcissement comme conséquence de l’épaississement, et non l’inverse .................... 102 Structure tectonique schématique des Andes Orientales (~6°-23°S) ........................................ 105

Les enseignements de la Cordillère des Andes .......................................................................... 108 Segmentation et hétérogénéité de la Cordillère des Andes ............................................................. 113 Anatomie et genèse des Andes Centrales ......................................................................................... 115 Une tectonique andine connexe de l’épaississement magmatique de la croûte ....................... 115 Les Andes Occidentales ................................................................................................................ 118 Les Andes Orientales .................................................................................................................... 120 Des déformations rendues possibles par le magmatisme et l’épaississement ........................... 121 Les arcs continentaux : des terres disputées entre deux paradigmes .............................................. 123 Deux processus à l’oeuvre dans l’« usine Subduction » .................................................................. 127 Comment produire de la croûte continentale ? .......................................................................... 127 Arc et panaches dans l’orocline des Andes Centrales ............................................................... 128 La question des taux de croissance crustale ............................................................................... 130 Les panaches de subduction comme accélérateurs de croissance crustale .............................. 133

Trouver les éclairages, échapper aux ornières : l’« anthropologie de la science » en renfort de la science .......................... 139 Une myopie chronique ? .................................................................................................................... 141 L’incontournable dimension sociologique de la science ................................................................. 143 Sortir des sentiers battus en France : quelques entraves « culturelles » ......................................... 145 Mieux connaître les biais cognitifs pour détecter les sources d’erreurs ......................................... 148 Les anomalies comme sources de fécondité scientifique ................................................................ 151 Chronique d’une controverse annoncée ............................................................................................ 152

Petit glossaire de néologismes (avec un archaïsme) ..................................................................................... 157

Références ................................................................................................................................................ 158

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Avant-propos Je peux assez assurément imaginer, Père très Saint, qu’il adviendra que, dès que certains apprendront que dans ce livre, que j’ai écrit au sujet des Révolutions des sphères du monde, j’attribue au globe terrestre certains mouvements, ils réclameront à grands cris qu’avec une conviction de cette nature il faille aussitôt me chasser. […] Ceux qui admettent comme une opinion confirmée par les convictions de nombreux siècles que la Terre se tient immobile au milieu du ciel, comme si elle était placée en son centre, croiront entendre un discours combien absurde si moi au contraire j’affirme que la Terre se meut.1 Nicolas Copernic (1473-1543), adresse au pape Paul III, De revolutionibus orbium coelestium, 1543.

« Diriger des recherches » suppose une réflexion sur ce que sont la recherche scientifique et ses conditions pratiques, et donc sur la valeur des connaissances admises ou produites par les travaux scientifiques. À la base de ce mémoire figure le constat que le modèle géologique actuel des Andes Centrales, orogène hors du commun, est contredit par un certain nombre de faits et d’incohérences au point qu’il est désormais nécessaire d’en renouveler l’interprétation. Les Andes Centrales sont un segment d’arc continental où la croûte a été épaissie de façon considérable. Au début des années 2000, après près de vingt ans de recherches en Bolivie et au Pérou, la perception d’anomalies et d’illogismes m’a convaincu que l’interprétation essentiellement tectonique de cet orogène, admise par la tradition dominante, est en fait erronée et qu’il faut reconnaître aux magmatismes générés par la subduction un rôle majeur dans l’épaississement crustal des Andes Centrales et leur histoire tectonique elle-même — comme cela avait déjà été conjecturé par une poignée d’auteurs clairvoyants. J’ai consacré les années suivantes à développer un modèle cohérent et à l’étayer par de nouveaux résultats et des comparaisons avec d’autres orogènes d’arc. Ce mémoire tente d’ébaucher, de façon encore préliminaire, une première formalisation de ces recherches. Une approche interdisciplinaire est nécessaire afin de rendre compte de l’ensemble des observations et des données. Elle conduit à distinguer des Andes Centrales occidentales, où la croûte s’est essentiellement épaissie par accrétion magmatique autour et en arrière de l’arc principal, notamment à partir de 30 Ma, et des Andes Centrales orientales, où la croûte a effectivement été raccourcie et qui résultent de l’interaction tectonique du domaine occidental épaissi « magmatiquement » avec le continent sud-américain stable. S’agissant d’un renouvellement significatif de l’interprétation de cet orogène, il a été très tôt évident que de nombreuses résistances s’élèveraient. Il m’a donc paru opportun et souhaitable de placer la réinterprétation que je propose dans un cadre « épistémologique » (au sens large), d’autant plus que c’est une démarche de cet ordre qui m’a poussé et guidé dans mon entreprise. Dans le domaine scientifique, certains cas complexes s’éclairent en effet dès que l’on fait appel à l’« anthropologie des sciences », même de façon élémentaire, en raison du recul qu’elle confère. De ce point de vue, la situation actuelle évoque — toutes proportions gardées — les crises qui inaugurent les « révolutions scientifiques » lors desquelles les paradigmes, qui orientent toute recherche, sont renouvelés (Kuhn, 1962). J’ai l’espoir que c’est dans ce cadre élargi qu’il me sera possible de convaincre plus facilement notre communauté du bien-fondé de l’analyse critique que je fais de nos connaissances concernant les Andes Centrales, d’une part, et, d’autre part, de la pertinence des nouvelles interprétations et orientations de recherche que je propose. 1

« Satis equidem, Sanctissime Pater, aestimare possum, futurum esse, ut simul atque quidam acceperint, me hisce meis libris, quos de Reuolutionibus sphaerarum mundi scripsi, terrae globo tribuere quosdam motus, statim me explodendum cum tali opinione clamitent. […] Itaque cum mecum ipse cogitarem, quam absurdum akroama existimaturi essent illi, qui multorum seculorum iudiciis hanc opinionem confirmatam norunt, quod terra immobilis in medio caeli, tanquam centrum illius posita sit, si ego contra assererem terram moueri, […]. » (traduit par moi-même)


Figure 1. Les régions andines où j’ai conduit mes recherches de 1983 à 2009. Le fond topographique illustre la nette segmentation de la Cordillère des Andes ainsi que l’ampleur de l’épaississement crustal dans la région désignée comme Central Andean Orocline (CAO).

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L’histoire d’une recherche est cette recherche même 2

Le premier pas que nous ayons à faire dans cette recherche, est d’examiner […] la généalogie et la filiation de nos connoissances, les causes qui ont dû les faire naître, et les caracteres qui les distinguent; en un mot, de remonter jusqu’ à l’origine et à la génération de nos idées. Jean Le Rond d’Alembert (1717-1783), Discours préliminaire de l’Encyclopédie, 1751.

Toute recherche implique un cheminement qui se déroule dans le temps en s’alimentant d’observations et de données analytiques, de lectures et d’expériences, d’étonnements et de surprises, d’échanges et de confrontations, et d’autres choses encore : c’est dire si « la recherche n’est pas un long fleuve tranquille ».3 Comment alors situer les connaissances géologiques concernant les Andes Centrales sans retracer, même brièvement, les développements intellectuels qui y ont conduit ? Comment aussi situer ses apports personnels et sa propre démarche sans les replacer dans une perspective chronologique où figurent aussi bien les innovations qui ont surgi que les ornières conceptuelles qui ont canalisé et canalisent encore bien des raisonnements au sein de la communauté géoscientifique andine ? Il y aurait en effet quelque chose de fallacieux à tenter de présenter un travail de recherche de façon prétendument objective, alors que tout savoir scientifique est obtenu par des chercheurs sensibles à des enjeux et à des intérêts, et que tout discours scientifique véhicule nécessairement des présupposés et des biais cognitifs propres à celui qui l’énonce et à son entourage professionnel.4 Il m’a donc paru intéressant — car didactique — de consacrer la première partie de ce mémoire à situer le contexte conceptuel et chronologique où s’est développée ma démarche intellectuelle concernant les Andes Centrales, en retraçant quels faits et situations majeurs elle a rencontrés et dans quelles directions elle s’est orientée.

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Ce titre paraphrase la formule d’Auguste Comte (1798-1857) : « L’histoire de la science, c’est la science même », ainsi que l’intitulé de l’enseignement professé par A. M. Celâl engör au Collège de France en 20042005 : L’histoire d’une science est la science même : le cas de la tectonique. 3 La recherche n’est pas un long fleuve tranquille : exemple d’un demi-siècle d’histoire mouvementée des quasars, noyaux de galaxies et trous noirs : titre du séminaire donné par Suzy Collin à l’Observatoire Midi-Pyrénées (Toulouse) le 17 janvier 2006. 4 Thomas S. Kuhn, The Structure of Scientific Revolutions, Chicago : The University of Chicago Press, [1962] 1970 ; Jürgen Habermas, Erkenntnis und Interesse, Frankfurt am Main : Suhrkamp, 1968 (Knowledge and human interests, London : Heinemann, 1972 ; Connaissance et intérêt, Paris : Gallimard, 1976) ; Bruno Latour, Le métier de chercheur – Regard d’un anthropologue, Paris : INRA, [1995] 2001 ; Robert Frodeman, Geological reasoning : Geology as an interpretive and historical science, GSA Bulletin 107 : 417-427, 1995 ; Victor R. Baker, Geosemiosis, GSA Bulletin 111 : 633-645, 1999 ; etc.

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« La recherche n’est pas un long fleuve tranquille » Il vit combien il est dangereux d’avoir raison dans des choses où des hommes accrédités ont tort.5 Voltaire (1694-1778), Le siècle de Louis XIV (catalogue, s. v. Fontenelle), 1752.

Parce qu’il en fournit des illustrations éloquentes, le cas particulier des Andes Centrales s’inscrit évidemment dans l’histoire des connaissances géologiques à l’échelle du globe. Le jeune spécialiste andin d’aujourd’hui se représente généralement mal quelle était la situation des connaissances dans les années 1960, c’est-à-dire peu avant la formulation cohérente de la tectonique des plaques, qui est aussi l’époque où la recherche française commençait à s’intéresser de près à cet orogène hors du commun, notamment au Pérou et en Bolivie. Il n’est sans doute pas inutile d’en brosser ici rapidement les grandes lignes et, surtout, d’en mettre en lumière le contexte intellectuel — c’est-à-dire les « paradigmes »6 qui ont gouverné (et gouvernent) les recherches et leurs interprétations — parce que ce contexte a lui-même durablement influé sur certains aspects des recherches et des publications postérieures. Dans les Andes Centrales, une grande partie des connaissances reposait alors sur les descriptions et interprétations développées par Gustav Steinmann (1856-1929) dans son oeuvre capitale Geologie von Peru,7 qui couronna ses recherches en Amérique du Sud l’année même de sa mort. Steinmann y proposait notamment que les Andes du Pérou résultaient de trois « phases tectoniques compressives » : « la phase péruvienne » au Crétacé supérieur, « la phase incaïque » au Paléogène, et « la phase quechua » au Néogène. Sans le savoir, Steinmann donnait ainsi à la recherche géologique dans les Andes Centrales une orientation qui allait se perpétuer pendant de nombreuses décennies. Il y a peu de doute que Steinmann, stratigraphe et paléontologue de formation, produisit son interprétation tectonique de l’enregistrement stratigraphique andin, telle qu’elle figure dans Geologie von Peru (1929), sous l’influence des idées que son compatriote Hans Stille (18761966) avait développées seulement quelques années auparavant. C’est en effet en 1924 que Stille, dans un ouvrage8 qui atteignit rapidement une grande renommée internationale, avait reconnu, décrit et catalogué des « phases tectoniques orogéniques » qu’il pensait d’échelle globale, apparemment synchrones et de courte durée, et avait ainsi introduit, avec un succès qui localement dure encore,9 un concept géologique d’une (trop) grande simplicité. Étant donné le retentissement que connut à l’époque cet ouvrage, il est plus que probable que la notion de « phase tectonique orogénique » promulguée par Stille a alors fourni à Steinmann — qui n’était pas tectonicien — un outil conceptuel commode pour interpréter l’enregistrement stratigraphique qu’il avait observé dans les Andes Centrales au cours des décennies antérieures.

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Il s’agit de Bernard Le Bouyer de Fontenelle (1657-1757). La notion de paradigme désigne l’ensemble des principes considérés comme normatifs par une communauté scientifique pour aborder ses objets d’étude, pendant une période donnée de l’histoire de sa discipline. Un paradigme impose de fait un cadre conceptuel et interprétatif, ainsi que le reflètent les autres définitions suivantes : « [a paradigm is] a philosophical and theoretical framework of a scientific school or discipline within which theories, laws, and generalizations and the experiments performed in support of them are formulated » ; plus généralement : « a philosophical or theoretical framework of any kind » (Merriam-Webster Online Dictionary, 2008, http://www.merriam-webster.com/dictionary/paradigm). 7 G. Steinmann, Geologie von Peru. Heidelberg, Carl Winters Universitätsbuchhandlung, 1929, 448 p. 8 H. Stille, Grundfragen der vergleichenden Tektonik (Problèmes fondamentaux de tectonique comparée). Berlin, Bornträger, 1924, 451 p. 9 Ce succès perdure encore aujourd’hui dans nombre de milieux académiques, notamment dans les pays andins (comme illustré à la Figure 7 ci-après). 6

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On ne saurait trop insister sur l’influence que les idées de Stille ont eu sur la pensée géologique durant tout le milieu du XXe siècle, en gros de 1925 à 1965. En plus d’avoir introduit durablement le concept de « phases tectoniques orogéniques » synchrones et de courte durée, c’est en effet le même Stille qui développa considérablement le concept de géosynclinal, en le raffinant notamment par une distinction fondamentale entre « eugéosynclinaux » et « miogéosynclinaux ». Sa démarche reposait en particulier sur une analyse détaillée de l’enregistrement stratigraphique, et elle fut adoptée dans nombre de milieux académiques, notamment en France. C’est ainsi cette démarche qui prévalut dans les études françaises des Andes Centrales à partir des années 1960, où l’accent était mis sur les discordances et discontinuités diverses qui jalonnaient l’enregistrement stratigraphique et étaient donc censées signer des « phases tectoniques », et notamment celles jugées alors responsables de l’édification de la chaîne. L’avènement de la tectonique des plaques, à partir de 1968, fut une véritable révolution scientifique,10 et on mesure mal aujourd’hui combien ce fut un choc, voire un obstacle, pour les esprits qui avaient été nourris des notions de « géosynclinaux » et de « phases tectoniques ». Beaucoup de spécialistes tardèrent à saisir les implications des concepts nouveaux et féconds qu’elle générait, et de ce fait à les adopter pleinement dans leurs raisonnements. Ainsi, bien que le caractère a priori continu de la tectonique des plaques portât implicitement atteinte à la notion même de « phases tectoniques orogéniques » synchrones et de courte durée, ce dernier concept ne disparut pas le moins du monde de la « trousse à interprétations » des géologues andins.11 Il n’est pas exagéré d’affirmer que les recherches conduites dans les Andes Centrales, notamment par les chercheurs français, se sont alors particulièrement préoccupées de la question des « phases tectoniques » andines, moyennant l’étude des discordances et discontinuités diverses enregistrées dans la stratigraphie. Il va sans dire que, dans l’esprit de géologues structuraux formés à l’étude des chaînes alpine et pyrénéenne, l’origine de la chaîne et de son épaississement crustal caractéristique ne pouvait être que tectonique. Le fait que la géochimie plaçait pourtant déjà le magmatisme d’arc à l’origine de la croissance de la croûte continentale12 restait largement minimisé, voire souvent même ignoré, dans les milieux qui privilégiaient l’étude des phénomènes tectoniques, en France comme ailleurs dans le monde. C’est dans ce contexte intellectuel relativement particulier qu’ont débuté mes recherches dans les Andes, à la faveur de mon affectation en Bolivie par l’ORSTOM en 1983. Mes partenaires de la compagnie nationale des pétroles boliviens (YPFB), avec qui je développai dès 1984 un accord de recherche, me demandèrent très vite de m’intéresser à l’ensemble de l’enregistrement 10

A. Hallam, A revolution in the Earth Sciences: From continental drift to plate tectonics. Oxford University Press, 1973, 138 p. 11 C’est ce que notaient en 1987 F. Pardo-Casas & P. Molnar (Tectonics 6 : 233–248), avec une grande lucidité : « Since Steinmann’s [1929] treatise on the geology of the Peruvian Andes, his inference that there have been a small number of brief phases of relatively intense tectonic activity, separated by periods of relative (if not complete) quiescence, has pervaded the literature on the tectonics of the Andes. Most discussions of the regional tectonics of particularly large areas of the Andes begin with this idea [e.g., Audebaud et al., 1973; Dalmayrac, 1978; Dalmayrac et al., 1980; Iberico, 1986; Laubacher, 1978; Marocco, 1978; Martinez, 1980; McKee and Noble, 1982; Mégard, 1978, 1984; Mégard et al., 1984; Noble et al., 1974, 1979], and many detailed investigations of small areas have specifically addressed the timing of tectonic events with the presumption that these events were not local but widespread phenomena [e.g., McKee and Noble, 1982; Mégard, 1984; Mégard et al., 1984; Noble et al., 1974, 1979]. Although the number of “phases” has increased from Steinmann’s original three — the late Cretaceous Peruvian, the Eocene Incaic, and the Pliocene Quechua phases — to as many as six [Mégard, 1984; Mégard et al., 1984], the idea of periods of widespread quiescence punctuated by these brief phases persists. » 12 « Continental areas grow mainly by the addition of andesites and associated calc-alkaline rocks in orogenic areas. […] The overall composition of the continental crust is close to that of calc-alkaline or orogenic andesites. » (S. R. Taylor, The origin and growth of continents. Tectonophysics 4 : 17–34, 1967.)

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stratigraphique phanérozoïque de la Bolivie, dont on savait encore relativement peu de choses en termes d’environnements de dépôt et d’architecture de bassins. Alors que je progressais dans le déchiffrement de cet enregistrement, je perçus de façon croissante qu’un certain nombre d’interprétations chronostratigraphiques traditionnelles semblaient infondées, voire erronées. C’était mon premier contact avec le problème posé par ce qu’on nomme aujourd’hui paradigmes et biais cognitifs. Il était frappant, par exemple, que la tradition géologique bolivienne corrélait ensemble tous les basaltes intercalés dans les séries continentales du pays attribuées au Mésozoïque, sous la dénomination de Basalto de Entre Ríos, unité de surcroît utilisée comme repère stratigraphique du Mésozoïque. Cependant il était rapidement évident sur le terrain qu’il existait des coulées basaltiques à divers niveaux stratigraphiques, et que d’un point de vue théorique il n’y avait aucune raison pour qu’il n’y ait eu qu’un seul épidode d’épanchement basaltique au cours du Mésozoïque (long de ~185 Myr), d’autant moins à l’échelle de ce pays de plus d’un million de kilomètres carrés. Le poids de cette tradition interprétative, alors tenue comme vérité absolue en Bolivie, n’en paraissait que plus remarquable. J’ai abordé la question de la position stratigraphique de ces basaltes dans diverses publications (Soler & Sempere, 1993 ; Sempere, 1994, 1995 ; Bertrand et al., 2005). Actuellement, deux épisodes majeurs sont reconnus pour le Mésozoïque, l’un vers 200 Ma (qui correspondrait à une extension méridionale de la province CAMP ; Bertrand et al., 2005), l’autre au Coniacien-Santonien, tandis qu’un épisode mineur semble avoir eu lieu au Crétacé inférieur (Sempere, 1994). La foi accordée aux déterminations paléontologiques dans la datation de certaines séries continentales peu fossilifères était également étonnante, alors que ces séries étaient aisément « lisibles » du point de vue de la sédimentologie et de la stratigraphie séquentielle. La logique des successions sédimentaires impliquait des rangs d’âge qui contredisaient assez souvent les déterminations paléontologiques, mais celles-ci semblaient avoir valeur d’oracles infaillibles tant il paraissait impossible de les mettre en question. Une analyse stratigraphique rigoureuse, et la découverte de nouveaux fossiles, m’ont amené à proposer une chronostratigraphie plus cohérente (e.g., Sempere et al., 1992, 2002a ; Sempere, 1994, 1995).

C’est cependant dans l’interprétation de l’orogenèse andine elle-même que je commençai aussi à discerner un certain nombre d’incohérences. Comment en effet était-il possible que la chaîne colossale que nous connaissons ait été édifiée par un petit nombre de « phases compressives » séparées par de longues périodes de sédimentation et « donc » d’extension généralisée ? Etait-il possible d’admettre que cet orogène hors du commun avait été construit par une sorte de « tectonique de l’accordéon » — telle qu’elle apparaît sur certains diagrammes interprétatifs publiés jusqu’au début des années 1980, pour la Bolivie et le Pérou, et telle que me l’a décrite oralement le Professeur Donald Noble en 1985 —, c’est-à-dire par une alternance de longues périodes « calmes » pendant lesquelles s’accumulaient d’épaisses successions sédimentaires (implicitement ou explicitement en extension), et de courtes « phases tectoniques compressives »11 ? Le bon sens, et surtout l’évidente continuité des processus produits par la tectonique des plaques, plaidaient en effet pour le contraire. Sur la base d’une forte discordance du Carbonifère sur le Paléozoïque inférieur connue dans le Pérou central, les géologues français des années 1960-1970 avaient conclu à l’existence d’une « chaîne hercynienne », dont l’étude avait alors orienté une grande partie de leurs recherches — au point qu’il n’était pas envisageable de la mettre en question. Cependant, parce que mes collègues boliviens accordaient à ce sujet une grande importance, et que certains collègues français n’hésitaient pas à affirmer, en substance, que « la chaîne andine n’était que la réactivation de la chaîne hercynienne », je m’y intéressai néanmoins. Ce sujet, que j’étudiai épisodiquement de 1984 à 1990, nourrit mes premiers doutes en matière de tectonique andine. J’en décris rapidement ci-après les implications principales.

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Ces doutes se ravivèrent au cours des années 1990, alors que la « tectonique de chevauchements » semblait s’être définitivement imposée dans les Andes Centrales. L’idée que les Andes résultent essentiellement du raccourcissement tectonique de la marge était en vogue depuis le début des années 1980. Elle avait été promue par deux équipes états-uniennes, l’une animée par Peter Molnar (Massachussetts Institute of Technology)13 et l’autre par Brian L. Isacks (Cornell University)14, deux éminents sismotectoniciens qui avaient contribué à l’élaboration de la tectonique des plaques depuis plus d’une décennie — mais qui, je le compris longtemps après, n’avaient en fait qu’une connaissance relativement superficielle des Andes réelles. Molnar, en particulier, développa au cours des années 1980 l’idée que la plupart des chaînes de montagnes, et notamment les Andes, résultaient d’un raccourcissement tectonique.15 Dans le cas particulier des Andes Centrales, son équipe soutenait que ce raccourcissement devait s’être propagé d’ouest en est au cours du temps.16 De son côté, Isacks développa également l’hypothèse que les Andes Centrales avaient été produites par le raccourcissement de la marge, en écartant très sommairement l’idée selon laquelle le magmatisme d’arc pouvait avoir contribué significativement à l’épaississement crustal, ainsi qu’en témoigne le paragraphe introductif de son article-phare de 1988 : « While many studies have assumed that modern Andean topography is due to crustal thickening produced by magmatic additions of material from the mantle [e.g., Thorpe et al., 1981], an increasing amount of evidence points to the importance of compressional crustal shortening in the formation [of] the modern central Andes [e.g., Dalmayrac et al., 1980; Burchfiel et al., 1981; Jordan et al., 1983(a); Chinn and Isacks, 1983; Allmendinger et al., 1983; Suárez et al., 1983; Mégard, 1984; Lyon-Caen et al., 1985; Sheffels et al., 1986]. In this paper I explore the hypothesis17 that Andean topography is largely a result of crustal thickening produced by structural shortening of the crust and of uplift due to thermal thinning of the lithosphere. »18

La publication, de 1996 à 1998, de trois articles contradictoires concernant la même région de Bolivie ébranla durablement ma confiance dans les interprétations tectoniques alors en faveur. Sous le nom de « paradoxe de Tupiza », je décris ci-après (p. 19-24) ces divergences si profondes qu’elles touchent jusqu’à la cartographie même d’une région où les conditions d’affleurement sont pourtant excellentes. À mon sens ce cas d’école démontre en effet que le discours géoscientifique que produit un groupe de « recherche » peut être largement tributaire de ses convictions et croyances conceptuelles — rappelant par là le cas de la « chaîne hercynienne » —, au point de parfois n’en être plus qu’un simple reflet sans grand rapport avec la réalité. Le cas me parut mériter d’être mis en évidence dans une discussion scientifique (Sempere, 2000). Bien que cette discussion ait rapidement été acceptée dès le premier trimestre 1999, sa publication — plus d’un an et demi après cette acceptation — rencontra peu après des difficultés étonnantes, qui achevèrent par ailleurs de me convaincre que bien des aspects réputés 13

Suárez et al., 1983 ; Grange et al., 1984 ; Lyon-Caen et al., 1985. Allmendinger et al., 1983 ; Jordan et al., 1983 ; Isacks, 1988. 15 « Virtually all major mountain ranges in the world are a consequence of crustal shortening. » (P. Molnar & H. Lyon-Caen, GSA Special Paper 218 : 180, 1988). Cette phrase résume à elle seule ce que dans ce mémoire je nomme le paradigme molnarien. 16 Suárez et al., 1983 ; cf. Fig. 6 (p. 23). 17 Souligné par moi. 18 B. L. Isacks, Journal of Geophysical Research B 93 : 3211 sq., 1988. C’est cet article qui a établi ce que je nomme le « modèle isacksien » (Sempere et al., 2008 ; et ce mémoire : e.g., p. 157). Ce modèle admet fondamentalement que les Andes Centrales résultent d’un raccourcissement tectonique, et s’inscrit donc luimême dans le cadre plus général du paradigme molnarien. 14

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objectivement « scientifiques » relèvent en fait de la sociologie des sciences, c’est-à-dire de la branche de l’épistémologie (au sens large) qui cherche à « comprendre les logiques d’ordre sociologique à l’œuvre dans la production des connaissances scientifiques », en portant « une attention particulière aux institutions scientifiques, au travail concret des chercheurs, à la structuration des communautés scientifiques, aux normes et règles guidant l’activité scientifique, etc. » 19 Le « paradoxe de Tupiza », en outre, introduisait implicitement une question quelque peu désagréable : la géologie moderne est-elle réellement une science, au sens objectif du terme ? — question délicate que j’aborde brièvement ci-après (p. 21-24).

C’est donc de plus en plus familiarisé avec les problèmes causés par les biais cognitifs et autres interférences d’ordre psycho-sociologique qu’en 2000 j’entamai sur le terrain l’étude de la partie occidentale des Andes sud-péruviennes. J’avais jusque là essentiellement travaillé en Bolivie et au sud-Pérou dans la Cordillère Orientale et la partie adjacente de l’Altiplano, et ne connaissais pratiquement les régions occidentales des Andes que par la littérature. Dès ma première campagne de terrain, je fus frappé des profondes différences, notamment structurales, qui distinguaient les Andes Occidentales des Andes Orientales. Je redoublai d’attention dans mon approche cartographique en raison de la « controverse de Belén » qui avait émergé dans l’extrême nord du Chili, non loin de la frontière du Pérou,20 en me fournissant d’ailleurs un nouveau cas andin d’interprétation orientée par une tradition conceptuelle. Dans le sud-ouest du Pérou, j’étais frappé par la fréquence des structures extensives ou transcurrentes (transtensives, mais aussi transpressives), de toutes échelles et de tous âges, tandis que je notais la rareté des chevauchements et autres preuves indubitables d’un raccourcissement significatif, tel qu’il était pourtant prédit par le paradigme en vigueur. Bien que mon travail cartographique ait été interrompu par mon retour prématuré en France début 2004, j’ai commencé à ébaucher les conséquences de ces observations, de façon toutefois préliminaire (Sempere & Jacay, 2006, 2007, 2008). La faiblesse manifeste du raccourcissement à l’ouest de l’Altiplano, du moins telle qu’on peut la déduire des affleurements de surface, pose un problème crucial. Dans le sud du Pérou, en effet, la région qui s’étend de part et d’autre de l’arc magmatique est justement celle où la croûte est la plus épaisse — comme l’ont montré depuis longtemps James (1971a,b) et Fukao et al. (1989) à partir de données respectivement sismologiques et gravimétriques. Cette épaisseur crustale ne pouvant s’expliquer par un raccourcissement tectonique tangible, et son maximum se localisant exactement au droit de l’arc, il m’est apparu à partir de 2002 qu’il fallait en conclure que le magmatisme d’arc devait être à l’origine de cet épaississement crustal, et qu’on devait donc se trouver en présence d’un cas continental, cénozoïque, de croissance crustale d’origine magmatique. Reprenant une littérature alors dédaignée, je me suis rendu compte que je ne faisais en fait que retrouver une conjecture qui avait été déjà formulée, sur la base d’observations et de raisonnements similaires aux miens, par quelques auteurs qui me paraissaient maintenant particulièrement objectifs et clairvoyants (e.g., James, 1971b ; Tosdal et al., 1984 ; Kono et al., 1989 ; James & Sacks, 1999). Conscient de ce qu’une interprétation « magmatique » bousculait considérablement la tradition « tectonique » dominante dans la communauté andine, j’ai pris le temps d’approfondir mes connaissances relatives à la question et de rassembler des arguments supplémentaires, notamment chronologiques. J’expose dans ce mémoire une première version de mes raisonnements et conclusions, et propose une interprétation détaillée des Andes Centrales qui s’efforce de s’approcher au plus près de leur réalité et de leur histoire géologiques.

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Wikipédia, article Sociologie des sciences. Wörner et al., 2002 ; García & Hérail, 2001 ; Wörner & Seyfried, 2001 ; García, 2001.

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La « chaîne hercynienne » en Bolivie : un premier cas de « bulle interprétative » Assurons-nous bien du fait, avant de nous inquiéter de la cause. Il est vrai que cette méthode est bien lente pour la plupart des gens, qui courent naturellement à la cause, et passent par-dessus la vérité du fait ; mais enfin nous éviterons le ridicule d’avoir trouvé la cause de ce qui n’est point. Bernard Le Bouyer de Fontenelle (1657-1757), Histoire des oracles, 1687.

Les recherches menées avec ferveur dans les années 1960-1970 autour d’une « chaîne hercynienne » qui aurait existé dans les Andes Centrales ne peuvent véritablement se comprendre que si l’on se remémore le cadre conceptuel établi par Stille des décennies auparavant. Dans cette optique, la discordance du Carbonifère inférieur sur une série déformée d’âge Ordovicien à Dévonien moyen, observée dans le Pérou central, impliquait une « phase tectonique » au sens de cet auteur, et donc une continuité régionale considérable — qu’à lui seul laissait entendre le choix même du terme « hercynien », lui-même induit par l’âge apparent de la discordance observée et, implicitement, par la croyance en la validité du catalogue de « phases tectoniques » proposé par Stille. En d’autres termes, cette discordance impliquait l’idée qu’une véritable « chaîne » avait existé peu ou prou là où se dressent les Andes actuelles. De fait les chercheurs français alors actifs s’attachèrent à démontrer l’ubiquité de la « discordance hercynienne », et donc de la « chaîne » homonyme, dans le sud du Pérou et en Bolivie. Certains s’en convainquirent au point qu’ils purent me décrire comme « des failles hercyniennes qui avaient rejoué » les failles andines que nous cartographiions — en toute bonne foi mais sans la moindre preuve concrète. Je finis par en conclure que pour eux la « chaîne hercynienne » était avant toute chose un article de foi — au sens fort du mot. En effet, au cours de mes campagnes de terrain en Bolivie j’avais vite remarqué que le Mésozoïque, que j’étudiais alors en priorité à la demande de mes partenaires, reposait systématiquement sur des unités schisto-gréseuses du Paléozoïque inférieur, qui pouvaient rester les mêmes à des échelles de quelques dizaines à quelques centaines de kilomètres, et bien souvent sans discordance angulaire : il était évident que si la « chaîne hercynienne » avait réellement existé en Bolivie, elle n’avait pas exhumé de socle, et n’avait pas non plus beaucoup plissé l’épaisse succession paléozoïque. La littérature ne fournissait que quelques descriptions, extrêmement rares et très peu convaincantes, de discordances nettes du Paléozoïque supérieur sur le Paléozoïque inférieur. Sur le terrain, ce qui était décrit comme une « schistosité (de fracture) hercynienne » ne semblait en fait qu’une fracturation espacée sans signification particulière, qui pouvait tout aussi bien être d’âge andin. Enfin, on ne connaissait pas de dépôts d’avant-pays qui auraient été clairement concomitants d’une orogenèse importante. Je sus des années plus tard que des doutes semblables avaient été émis, quelques années avant moi, par au moins une équipe : Peter Molnar, dans une lettre à René Marocco datée du 18 août 1981,21 exprimait ainsi les doutes de son équipe quant à la réalité de la « chaîne hercynienne » dans les Andes Centrales : « First, when we observed younger rocks, in nearly all cases they seemed to be structurally conformable (or very nearly so) with the underlying Lower Paleozoic. This was the case with the Upper Paleozoic in the eastern part of the range and with 3 of 4 localities where we thought that we could recognize the Cretaceous overlying the Lower Paleozoic. The one case where the Cretaceous might overlie an angular unconformity is in the magnificent section about 50 km southwest of Cochabamba. There, Martinez shows a fault contact with Lower Paleozoic thrust to the east onto the Cretaceous. If the eastern contact were also a fault, it could explain absence of conformable bedding there. Near Cochabamba, the very thick Cretaceous section seemed to us to 21

Une copie de cette lettre m’a été transmise par Gabriel Carlier en avril 2000, ce dont je le remercie.

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be structurally conformable with the Lower Paleozoic. The other observation that supported a young age was the parallelism of cleavage and folding. East of Cochabamba […] there was a weak pencil lineation formed by the intersection of cleavage and bedding in the shaly layers, that was absent in the stronger sandstones or quartzites. We think that it is easier to interpret this cleavage as part of the same deformation that made the longer wavelength folds in the more resistant beds than to attribute the cleavage to an earlier phase of deformation. We left South America without having seen any evidence that convinced us of a major and widespread Middle or Late Paleozoic (Hercynian) phase of deformation. This does not mean that we discount its existence, but rather that we suspect it is more localized than you propose. We did not see the areas where your evidence is most convincing. »

Lorsque je fis part de mes propres doutes à des collègues impliqués dans la « chaîne hercynienne » de Bolivie, on m’objecta que celle-ci devait principalement comprendre de nombreux plis asymétriques à couchés, ce qui expliquait la fréquence des concordances stratigraphiques apparentes… On me cita de façon imprécise un âge K-Ar non publié, mais assurément carbonifère, obtenu sur le granite à deux micas localement orienté de Zongo, réputé syntectonique de la déformation « éohercynienne ». Cependant des zircons des faciès orienté et non orienté de ce même granite furent datés quelques années plus tard par la méthode U-Pb, et fournirent des âges concordants du Trias supérieur (Farrar et al., 1990). Dans une publication synthétique (Sempere, 1995), je me permis donc, pour toutes ces raisons, de ramener à une échelle beaucoup plus raisonnable les déformations attribuées en Bolivie à « l’Hercynien » — devenu à mes yeux, dans ce pays, un mythe qui s’était un moment emparé des esprits. Il ne pouvait cependant être question de remettre en cause la discordance initialement décrite dans le Pérou central par plusieurs auteurs indépendants. Il fallait donc en conclure que cette déformation était caractéristique de cette région et qu’elle n’avait pratiquement pas affecté des régions situées plus au sud-est, comme la Cordillère Orientale de Bolivie. L’évolution paléozoïque du Pérou central et du Nord a depuis été considérablement éclaircie par Chew et al. (2007a) et Cardona et al. (2009), dont les résultats corrigent de substantielles erreurs des travaux antérieurs. À l’image simpliste d’une « chaîne hercynienne » produite par la « phase tectonique » homonyme, qui aurait eu lieu à la charnière du Dévonien et du Mississipien (= le Carbonifère inférieur), se substitue désormais le tableau plus complexe de l’évolution d’un arc continental le long de la marge active de ce qui était le Gondwana occidental : au Paléozoïque cet arc a subi deux crises orogéniques notables, l’une au cours de l’Ordovicien, l’autre au moins au cours du Pennsylvanien (= le Carbonifère supérieur), pendant lesquelles se sont conjugués magmatisme d’arc, sédimentation, déformation et métamorphisme. Il faut souligner que dans cette région le « Précambrien » des auteurs antérieurs se révèle, à la lumière de nombreuses datations U-Pb sur zircons, un ensemble composite de roches métamorphiques dont l’âge des protolithes monte localement jusque dans le Pennsylvanien (~312 Ma ; Chew et al., 2007a). Le Groupe Ambo, jusqu’ici daté paléontologiquement du Mississipien, repose en discordance sur ce complexe métamorphique et son âge doit donc être sensiblement revu à la baisse : sa base devrait logiquement se situer dans le Pennsylvanien supérieur, voire le Permien basal.22 En conséquence, le Groupe Tarma-Copacabana, qui repose en discontinuité simple sur le Groupe Ambo, a probablement commencé à se déposer au plus tôt autour de la limite Pennsylvanien-Permien, et non à la limite Mississipien-Pennsylvanien comme cela a été longtemps admis (e.g., Sempere, 1995) sur la base de déterminations paléontologiques. Cette discontinuité s’accompagnant dans le Pérou central de l’apparition d’un volcanisme volumineux (Mégard, 1978), il est probable qu’elle est équivalente du début de la mise en place dans le sud du Pérou de l’arc Chocolate, dont les produits reposent aussi sur le Groupe Ambo sans qu’un hiatus 22

Sur la base de datations U-Pb de zircons détritiques, Reitsma et al. (2009) donnent au Groupe Ambo un âge maximal de 303 Ma dans le sud du Pérou, confirmant l’analyse faite ici.

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chronologique substantiel soit perceptible (Pino et al., 2004). D’une part, les nouvelles données géochronologiques bousculent ainsi considérablement la chronostratigraphie traditionnelle, qui n’avait été établie que sur la base de déterminations paléontologiques dont la validité et/ou la calibration apparaissent aujourd’hui douteuses : par exemple, selon mes travaux en cours dans le sud du Pérou, la faune de brachiopodes de Cocachacra, réputée dévonienne mais atypique,23 se révèle provenir d’une unité marine équivalente du Groupe Ambo et immédiatement antérieure au développement de l’arc Chocolate, et son âge pourrait donc avoisiner en fait la limite Carbonifère-Permien.24 D’autre part, cette révision de la chronostratigraphie de l’ensemble du Paléozoïque supérieur dans les Andes Centrales, telle qu’elle se dessine, résout le fort diachronisme apparent présenté par la flore à Nothorhacopteris à l’échelle de l’Amérique du Sud (Iannuzzi & Rösler, 2000). En effet cette flore est jusqu’ici considérée comme d’âge Viséen supérieur (~334-328 Ma) en Bolivie et au Pérou, où elle caractérise le Groupe Ambo, alors qu’elle est considérée d’âge Pennsylvanien moyen (~312-307 Ma) en Argentine et dans le sud du Brésil : si le Groupe Ambo s’avère effectivement pennsylvanien, alors sa flore à Nothorhacopteris le devient aussi et son âge apparaît beaucoup plus homogène et cohérent à l’échelle du continent. Les résultats géochronologiques récemment acquis dans le Pérou central et du Nord (Chew et al., 2007a ; Cardona et al., 2009), et ces déductions encore inédites qui en découlent, permettent de répondre à la question de la continuité de la « chaîne hercynienne » dans les Andes actuelles. Ils révèlent en effet un parallélisme évident avec ce qu’on connaît de l’évolution de la marge sudorientale du paléo-Pacifique en Argentine et au Chili, où des orogenèses d’arc sont maintenant bien décrites et datées, justement à l’Ordovicien (Groupe de Famatina ; e.g., Dahlquist et al., 2008) et au Pennsylvanien (e.g., Willner et al., 2009), tandis qu’un volcanisme important apparaît également vers la base du Permien (Groupe Choiyoi ; e.g., Kay et al., 1989 ; Kleiman & Japas, 2009). A plus grande échelle, la compilation des données disponibles suggère notamment qu’un arc continental sans doute continu (ses manifestations sont souvent masquées par l’évolution andine postérieure) a fonctionné depuis le Vénézuela jusqu’au moins vers ~40°S au cours du Paléozoïque, en subissant des crises où le magmatisme d’arc a joué un rôle très important (Chew et al., 2007a). La Bolivie se situant à l’est de cet arc, en nette position d’arrière-arc, il est compréhensible qu’on n’y retrouve pas de témoins directs de ces crises orogéniques — autrefois assimilées à la « chaîne hercynienne ». Les dépôts carbonifères de Bolivie centrale et orientale sont toutefois caractérisés par de fréquents phénomènes de resédimentation (Sempere, 1995) qui traduisent peut-être les effets distaux, dans le bassin d’arrière-arc, de manifestations orogéniques dans l’arc carbonifère (cf. p. 117). Il faut souligner que les crises orogéniques mises en évidence à l’Ordovicien et au Carbonifère le long de l’arc continental qui bordait la marge occidentale du Gondwana n’ont pas été seulement marquées par des déformations tectoniques, comme le pensaient les tenants de la « chaîne hercynienne », mais aussi, et peut-être surtout, par un magmatisme abondant généré par une subduction : il s’agissait donc, déjà, d’un orogène d’arc.

Je retirai quelques leçons importantes de ma brève expérience de ce qui était supposé en Bolivie avoir été la « chaîne hercynienne ». De toute évidence, l’adhésion à cette interprétation avait entraîné chez certains collègues une sorte d’aveuglement : plus ou moins inconsciemment, leur esprit privilégiait les données qui semblaient confirmer l’interprétation 23

Elle signerait en effet un environnement de mer chaude, alors que les autres faunes dévoniennes des Andes Centrales, dites « malvino-caffriques », témoignent au contraire d’un environnement marin froid (e.g., Boucot et al., 1980). Cet apparent contraste paléoenvironnemental, qui repose sur le synchronisme attribué aux faunes malvino-caffriques et de Cocachacra, a alimenté des spéculations sur l’origine allochtone du bloc d’Arequipa (où se situe la localité de Cocachacra). Une analyse récente des données géochronologiques a cependant établi que l’accrétion du bloc d’Arequipa à la masse continentale « amazonienne » a certainement eu lieu au plus tard vers ~1 Ga (Chew et al., 2007b). 24 Cette faune serait ainsi plus récente de ~100 Myr… Les réajustements biochronostratigraphiques ont été nombreux et parfois profonds au cours des trois dernières décennies dans les Andes Centrales (e.g., Sempere, 1995).

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dont ils étaient convaincus, et mettait de côté celles susceptibles de la mettre en question. Tout se passait comme si les esprits « sélectionnaient » spontanément les données qui confortaient leur conviction, et « éliminaient » de même celles qui paraissaient lui être défavorables. En outre, dans certains cas ils pouvaient aller jusqu’à nier les observations et données nouvelles qui gênaient l’interprétation à laquelle ils adhéraient, tandis qu’ils invoquaient oralement des faits douteux pour la défendre. De surcroît, leur foi profonde en la réalité de la « chaîne hercynienne » et en son importance fondamentale dans l’histoire géologique des Andes Centrales pouvait leur faire rattacher à « l’Hercynien » des observations sans aucune relation qui concernaient l’évolution postérieure, à l’instar de ces failles andines qui « devaient être des failles hercyniennes qui avaient rejoué ». C’est ainsi qu’à une occasion, en Bolivie, je pus même entendre : « la chaîne andine n’est que la réactivation de la chaîne hercynienne » — affirmation d’un géologue de terrain expérimenté qui, avec le recul, en dit long sur les ravages susceptibles d’être causés par les biais cognitifs. Il est clair aujourd’hui que l’adhésion à l’idée d’une « chaîne hercynienne » et son extrapolation géographique à l’ensemble des Andes Centrales avaient généré une véritable « bulle interprétative ».25 Cependant les tenants de la « chaîne hercynienne » étaient par ailleurs des géologues compétents et expérimentés. Quels mécanismes les avaient donc conduits à soutenir une interprétation aussi peu fondée en Bolivie ? Quelle était l’origine d’un tel aveuglement ? La réponse à ces questions me paraît simple aujourd’hui : les raisonnements avaient été biaisés parce qu’ils étaient induits par un paradigme général dont les esprits étaient imprégnés — en l’occurrence le paradigme stillien. Celui-ci faisait la part belle aux discordances, qui étaient censées avoir été produites par des « phases tectoniques » qu’on retrouvait à l’échelle du globe, et qui elles-mêmes traduisaient l’édification quasi-synchrone de chaînes de montagnes. À l’origine de l’idée d’une « chaîne hercynienne » dans les Andes Centrales, il y avait l’observation, dans le Pérou Central, d’une indiscutable discordance de dépôts réputés mississipiens sur le Paléozoïque inférieur (incluant du Dévonien daté paléontologiquement). Dans l’esprit de l’époque, cette discordance, étant donné son âge apparent, traduisait nécessairement une « phase tectonique hercynienne », et « donc » impliquait qu’une chaîne de montagnes de cet âge avait existé dans les Andes Centrales, et « donc » qu’il devait en exister des traces dans l’enregistrement géologique à l’échelle régionale. L’observation de départ était correcte, mais l’interprétation induite par le paradigme trop bien assimilé ne l’était pas, parce que ce paradigme, qui canalisait le raisonnement, ne l’était pas non plus. J’ai rappelé ci-dessus que la notion de paradigme désigne l’ensemble des principes considérés comme normatifs par une communauté scientifique pour aborder ses objets d’étude. Comme tout paradigme, le paradigme stillien, qui avait été inculqué comme le paradigme de référence pendant la formation des premiers géologues andins français, avait ainsi imposé un cadre conceptuel et interprétatif aux observations et raisonnements relatifs aux Andes Centrales dans les années 1960-1970. Il était clair que ce paradigme avait orienté indûment une cascade de raisonnements en fait infondés, et de surcroît avait biaisé jusqu’aux observations mêmes, dans le sens qui évidemment le confortait et excluait ainsi de le mettre en question. À l’origine de la « bulle interprétative » caractéristique de la généralisation d’une « chaîne hercynienne » à l’ensemble des Andes Centrales, apparaissait ainsi la prégnance excessive d’un paradigme.

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En Sciences de la Terre, la théorie des géosynclinaux a généré pendant quelques décennies une abondante littérature scientifique qui, à la lumière de la tectonique des plaques, illustre aujourd’hui un cas plus général de « bulle interprétative », à bien plus grande échelle.

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Le « paradoxe de Tupiza », ou comment les modèles en viennent à occulter la réalité And the princess and the prince discuss what is real and what is not. Bob Dylan, The gates of Eden, 1965.

Dans le sud de la Bolivie andine, la région de Tupiza présente d’excellentes conditions d’affleurement. Des strates cénozoïques y sont remarquablement exposées dans cinq bassins synorogéniques, qui, parce qu’ils étaient susceptibles de fournir des informations essentielles sur l’histoire tectonique régionale, ont été étudiés de façon indépendante par un groupe francobolivien (Hérail et al., 1996), par une équipe allemande (Tawackoli et al., 1996 ; Kley et al., 1997 ; Tawackoli, 1997), et par un doctorant états-unien (Horton, 1998). Les cartes géologiques publiées par Hérail et al. et par Kley et al. sont en bon accord (Fig. 2). Les deux études ont conclu que la région a été structurée par un raccourcissement de vergence ouest ; selon Hérail et al., la région correspond à une ceinture de plis et chevauchements de type thin-skinned, tandis qu’elle serait de type thick-skinned pour Kley et al. (Fig. 3). En revanche, la carte et l’interprétation de Horton (1998) sont en profond désaccord avec les précédentes.

Figure 2. Comparaison entre cartes géologiques de la région de Tupiza : (A) selon Hérail et al. (1996, qui regroupent Ordovicien et Mésozoïque), (B) selon Kley et al. (1997), (C) selon Horton (1998). L’échelle est la même pour les trois cartes. Pour plus de détails, se reporter aux publications originales et à Sempere (2000).

En effet, aucun des cinq chevauchements cartographiés par Horton ne coïncide avec aucun des six chevauchements cartographiés par Kley et al. Seuls deux chevauchements de Horton coïncident avec deux des huit chevauchements cartographiés par Hérail et al. Par contre, cinq chevauchements cartographiés par Kley et al. coïncident avec des chevauchements cartographiés par Hérail et al. (les trois autres cartographiés par ces derniers sont mineurs). Ceci tient au fait que beaucoup des contacts Ordovicien-Cénozoïque cartographiés comme stratigraphiques par Hérail et al. et Kley et al. sont cartographiés comme tectoniques par Horton, et inversement (Figs. 2, 3). Etant donné les excellentes conditions d’affleurement, ces

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divergences considérables dans la cartographie sont absolument déconcertantes.26 Du point de vue des interprétations, Horton a soutenu que la région correspond à une ceinture de plis et chevauchements de type thin-skinned, comme Hérail et al. mais de vergence est, une conclusion diamétralement opposée à celle de Kley et al., qui y ont vu au contraire, entre le sud de l’Altiplano et le synclinal de Camargo, une ceinture de plis et chevauchements de type thickskinned et de vergence ouest.27

Figure 3. Comparaison entre coupes structurales dans la région de Tupiza : (A) selon Hérail et al. (1996), (B) selon Kley et al. (1997), (C) selon Horton (1998). L’échelle est la même pour les trois sections. Les fines lignes verticales joignent les limites (stratigraphiques ou faillées) des bassins cénozoïques ; leurs décalages sont dus au fait que les coupes ont été construites à des latitudes légèrement différentes. Pour plus de détails, se reporter aux publications originales et à Sempere (2000).

D’autres divergences cartographiques sont à remarquer, notamment concernant le synclinal d’El Encuentro (Figs. 2, 3), qui est formé de strates mésozoïques verticales d’origine alluviale à lacustre. Hérail et al. figurent un étroit synclinal symétrique au-dessus d’un chevauchement qui s’interrompt à la base du Mésozoïque. Kley et al. reconnaissent un monoclinal faillé principalement le long de sa limite est par leur faille de Tocloca. Horton cartographie un synclinal non faillé. J’ai observé (Fig. 4) que le synclinal d’El Encuentro est grossièrement symétrique, plus ou moins en accord avec Hérail et al. et Horton, mais que sa limite orientale est bien une faille (la faille de Tocloca), comme l’ont observé Kley et al. : près de Tocloca (21°31’00”S, 65°41’30”W), sur la grande route de Villazón à Tupiza, le flanc est du synclinal est tectonisé par la faille, laquelle met en contact subvertical les grès et basaltes mésozoïques, ici intensément fracturés et faillés, avec les shales ordoviciens, également très fracturés. La zone tectonisée de part et d’autre de la faille est large d’au moins quelques centaines de mètres. Ce contact clairement tectonique affleure largement sur la route principale et il est proprement stupéfiant qu’il n’ait été cartographié ni par Hérail et al. (1996), ni par Horton (1998). 26

Cette situation évoque une boutade formulée par T.A. Cross & M. Lessenger : « Ten geologists observe an outcrop of strata and produce eleven interpretations (one geologist had a change of mind), and all interpretations are considered equally valid » (The scientific basis for stratigraphic inversion ; http://strata.geol.sc.edu/PDF-Files/Simulations/SciBasisStratigraphicInversionCrossInPress.pdf). 27 On peut accessoirement noter que Horton (1998) mentionne spécifiquement les styles structuraux reconnus par Hérail et al. (1996) et Kley et al. (1997), mais curieusement omet de préciser que ces auteurs ont conclu indépendamment à une vergence ouest, c’est-à-dire à l’opposé de sa propre interprétation.

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Figure 4. (A) Coupe géologique du synclinal d’El Encuentro ; les strates sont verticales ; la dimension verticale reflète la morphologie et les lithologies. (B) Section synoptique transversale recoupant la faille de Tocloca. (Sempere, 2000.)

Certaines de mes propres observations coïncident cependant avec celles de Horton (1998). Ainsi près de Palala (21°25’S, 65°44’W), j’ai observé que la limite orientale du Central Tupiza basin est un contact stratigraphique et que l’Ordovicien sous-jacent chevauche le Eastern Tupiza basin vers l’est, comme cartographié par Horton. Celui-ci a également raison quand il observe que le bassin de Nazareno s’épaissit vers l’ouest et forme un synclinal asymétrique dont le flanc ouest est redressé et dont le flanc est pend faiblement vers l’ouest — au contraire de la géométrie illustrée par Hérail et al.

Il est proprement paradoxal que des travaux menés par des équipes de niveau international à la fin du XXe siècle présentent des divergences aussi prononcées, impliquant jusqu’à la cartographie de base d’une région qui affleure remarquablement. Cet extraordinaire « paradoxe de Tupiza » démontre en premier lieu qu’il existe des cas où même les observations géologiques de base ne sont pas reproductibles, puisque dans cette région, différents géologues ont en effet donné de la même réalité des descriptions incompatibles. La reproductibilité des observations étant un critère fondamental pour établir la scientificité d’une discipline, le paradoxe de Tupiza pose implicitement une question fort embarrassante : « la géologie estelle bien une science ? » Au regard de ce critère, le paradoxe de Tupiza suggèrerait hélas que non. Mais cette question est-elle correctement posée ? Nul ne peut en effet mettre en doute que la géologie est bien une science, et d’un point de vue épistémologique elle est d’ailleurs reconnue sans ambiguïté comme une science interprétative et historique (e.g., Frodeman, 1995). Le fait qu’une même réalité géologique puisse être décrite et interprétée de façons très différentes montre bien que la géologie produit des récits interprétatifs, lesquels classiquement dépendent de l’herméneutique utilisée (Frodeman, 1995). La région de Tupiza peut ainsi être comparée à un manuscrit antique rédigé dans une langue imparfaitement connue et dont plusieurs érudits, en se basant sur des présupposés différents, auraient donné des traductions distinctes et incompatibles. Ce sont en fait des lectures 21


interprétatives que les divergences, particulièrement profondes à Tupiza, séparent et opposent, mais ces lectures se rapportent à une réalité évidemment unique, que la méthode scientifique peut — en théorie — approcher. Si le paradoxe de Tupiza fournit seulement un cas particulier, assez extrême, qui confirme malgré tout le caractère interprétatif et historique de la science qu’est indubitablement la géologie, il nous faut cependant rechercher, comme dans le cas de la « chaîne hercynienne », les mécanismes qui ont conduit à ce que plusieurs géologues a priori compétents, expérimentés et honnêtes, aient pu cartographier et interpréter la même région de façons profondément divergentes, alors que les conditions d’affleurement y sont excellentes. Ce paradoxe doit trouver une explication, et c’est à nouveau le rôle des biais cognitifs qu’il semble falloir invoquer.28 Etant donné qu’il n’existe qu’une seule et unique réalité géologique, il est paradoxal que les yeux de scientifiques différents l’aient perçue de façons aussi contrastées. Il est évident que ces trois descriptions et interprétations divergentes de la région de Tupiza ne peuvent toutes rendre correctement compte de la réalité géologique, et il est même fort possible qu’aucune des trois n’y parvienne. Peut-il être question ici de trancher en faveur de l’une d’entre elles ? Une brève analyse note immédiatement que les deux premières études ont, indépendamment l’une de l’autre, produit des cartographies similaires, et que c’est la troisième qui en a pris le contrepied. Pourquoi ?

Figure 5. Par ce schéma, Horton & DeCelles (1997) proposaient que la partie orientale des Andes de Bolivie comprendrait cinq domaines (fold-thrust belt, wedge-top, foredeep, forebulge, back-bulge), formant un système de nette vergence est qui se serait propagé vers l’est au cours de l’orogenèse. Anticipant sur les conclusions de Horton (1998), ils localisaient la région de Tupiza dans le domaine du wedge-top, de vergence est, à l’Oligocène - Miocène inférieur.

La réponse me semble résider dans l’article publié par B. Horton & P. DeCelles en 1997, donc un an avant Horton (1998) et au début du même travail doctoral. Ces auteurs, qui entamaient alors leur toute première étude dans les Andes Centrales, y présentaient une interprétation générale — et assez théorique — de la propagation de la déformation andine, qui prolongeait de fait celle qui avait été proposée par G. Suárez, P. Molnar et C. Burchfiel dès 1983 (Fig. 6 : p. 23). Dans ce modèle de Suárez et al., largement admis à partir du milieu des années 1980, les Andes Centrales auraient été édifiées par la propagation continue, d’ouest en est, de chevauchements principalement de vergence est. Les observations et interprétations de Horton (1998) dans la région de Tupiza venaient donc confirmer ce modèle, et notamment sa version modernisée par Horton & DeCelles (1997). La foi de Horton en la propagation d’ouest en est de chevauchements responsables de l’orogenèse andine, proclamée dès cet article qui 28

Le paradoxe de Tupiza n’est pas sans rappeler un biais cognitif connu sous le nom d’« effet de cadrage » (framing effect, p. 149), qui fait que le même problème reçoit des solutions différentes selon la façon dont il est présenté, c’est-à-dire selon le contexte dans lequel l’intervenant se place.

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inaugurait son travail de thèse, n’avait-elle donc pas induit la cartographie qui, en prenant le contre-pied des précédentes, aboutissait justement au modèle privilégié a priori ? Cette hypothèse paraît vraisemblable.

Figure 6. Ce schéma publié par Suárez, Molnar & Burchfiel en 1983 résume et illustre à lui seul l’application du paradigme molnarien à la partie péruvienne des Andes Centrales. Selon cette interprétation, la chaîne résulterait ainsi de la progression, d’ouest en est, d’un raccourcissement tectonique généré par la propagation vers le continent de chevauchements d’échelle crustale et de vergence dirigée vers le continent (il faut souligner que la réalité géologique observable en surface contredit toutefois cette hypothèse, ce que je développe dans la suite de ce mémoire). L’absence de toute représentation du magmatisme de subduction, ne serait-ce que par une figuration même symbolique de l’arc volcanique, est à souligner, tant elle paraît révélatrice. Cette omission illustre en effet de façon flagrante que, des deux grands phénomènes caractéristiques des marges actives, à savoir magmatisme et tectonique, seul le second est pris en considération par le paradigme molnarien et la tradition qui en est issue dans les Andes Centrales.

Si les divergences concernant les observations de base peuvent s’expliquer ainsi, il est évident que celles qui séparent les trois interprétations également. Au style thin-skinned choisi par Hérail et al. (1996) et Horton (1998) s’oppose ainsi le style thick-skinned préféré par Kley et al. (1997). Dans le premier cas, les constructions graphiques d’usage imposent le tracé d’un niveau de décollement : Hérail et al. dessinent le leur comme un plan assez incliné vers l’est, tandis que Horton figure le sien légèrement incliné vers l’ouest (Fig. 3 ; ces divergences illustrent la grande liberté d’imagination qui semble exister en cette matière). Des différences sensibles sont également évidentes dans l’interprétation structurale de la bande subméridienne de Mésozoïque qui traverse la région (voir ci-dessus) ; on note à ce sujet qu’aucune des trois études n’est parvenue à rendre correctement compte de ce qui est, à mon sens, la réalité géologique. La question de la vergence de la déformation n’a pas été davantage traitée de la même manière. Tandis que pour Horton la déformation est régionalement de vergence est, la coupe présentée par Hérail et al., qui concluent à une vergence ouest, s’interrompt judicieusement en laissant de côté les failles inverses à nette vergence est qui affleurent plus à l’est. Seuls Kley et al. (1997) ont conclu à une double vergence, qui correspond en fait à la réalité (e.g., Sempere, 2000 ; McQuarrie, 2002), et qui fait de l’axe de la Cordillère Orientale de Bolivie une gigantesque structure en fleur, résultant d’une inversion d’un système initialement de type rift (Sempere et al., 2002a).

Après mon expérience relative à la « chaîne hercynienne », le « paradoxe de Tupiza » acheva ainsi de me convaincre, à la fin des années 1990, que la croyance en la validité d’un modèle ou d’un paradigme peut parfois aboutir à la description d’une « néo-réalité géologique », conforme à ce modèle mais hélas non conforme à la véritable réalité. D’une façon plus générale, ce

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paradoxe mettait aussi en lumière le fait que le scientifique, et notamment le jeune scientifique, a généralement tendance à croire voir ce que l’on lui a enseigné à voir, et se trouve ainsi entravé dans sa perception de la réalité objective, dont il ne peut souvent donner qu’une description biaisée.29 Ce type de biais cognitif pourrait être plaisamment dénommé le « don Quixote bias » : en effet le roman homonyme (de Cervantes Saavedra, 1605) repose tout entier sur un contraste permanent entre la réalité et la perception largement biaisée qu’en a son héros, dont l’esprit se trouve profondément imprégné de concepts et d’entités véhiculés par l’abondante littérature de chevalerie qu’il a ingurgitée pendant des années. L’homme de la rue associe généralement le personnage de don Quichotte avec l’épisode où le héros du roman part à l’attaque de moulins à vent : mais cette formulation a hélas l’inconvénient de mêler la réalité objective et la perception qu’en a le héros. Si pour un observateur extérieur il s’agit évidemment de simples moulins à vent, pour le héros ce sont en fait des géants qu’il charge le plus chevaleresquement du monde parce que ses lectures l’ont absolument convaincu de leur existence, au point qu’il finit par en apercevoir dans le monde réel. Si l’on transpose ce phénomène dans le cadre de l’activité scientifique, la réalité objective est représentée par les moulins à vent, tandis que les divers concepts théoriques véhiculés par un paradigme peuvent parfois être figurés par les géants. L’histoire des sciences nous rappelle — et la pratique quotidienne de « la science » illustre aussi parfois — que nombre de scientifiques, notamment parmi les plus jeunes, tendent à produire sur la réalité un discours conforme aux enseignements qu’ils ont reçu et aux divers éléments du paradigme dominant dont ils se sont imprégnés. On peut ainsi parfois ne pas être en présence de descriptions adéquates de la réalité, mais en fait seulement de reproductions, projetées sur la réalité, d’éléments théoriques assimilés par l’enseignement et les lectures. Ainsi tous les chimistes du XVIIIe siècle ont-ils sincèrement vu « le phlogistique » à l’oeuvre dans les combustions et corrosions qu’ils observaient — jusqu’à ce que Lavoisier démontre l’inconsistance de ce concept.30 De même, les physiciens du XIXe siècle ont mené avec persévérance une longue quête en vue de mettre en évidence cet « éther » dans lequel la lumière, phénomène vibratoire, devait se propager — jusqu’à ce que la validité de ce concept soit mise en question par l’échec de l’expérience de Michelson et Morley en 1887, et que la notion se révèle finalement inutile et sombre dans l’oubli après la formulation par Einstein, dix-huit ans plus tard, de la théorie de la relativité générale.

Le cas de Tupiza se révéla ainsi pour moi plein d’enseignements, et entraîna une prise de conscience qui m’invita à me tourner vers la seule discipline scientifique pertinente en cette matière : l’« anthropologie des sciences », sous ses trois aspects complémentaires que sont la philosophie de la science, l’histoire des sciences, et la sociologie des sciences.31 Je m’engageai dans cette voie « anthropologique » avec d’autant plus d’intérêt que je discernais que des trois articles en question à Tupiza, celui de Horton (1998), le plus contestable, avait paradoxalement toutes chances d’être le plus retenu, étant donné qu’il venait conforter le paradigme dominant, et que les deux autres avaient paru dans des revues de moindre prestige, sous la signature d’auteurs qui n’étaient pas états-uniens. Un tel biais dans la réception de discours scientifiques, et mes propres difficultés pour publier ma discussion de l’article de Horton, pourtant initialement acceptée sans délai, en disaient long sur le degré auquel les aspects sociologiques de la science pouvaient interférer avec celle-ci. 29

« [A]nswers to questions […] are firmly embedded in the educational initiation that prepares and licenses the student for professional practice. Because education is both rigorous and rigid, these answers come to exert a deep hold on the scientific mind. » (Thomas S. Kuhn, The structure of scientific revolutions, p. 5.) 30 Thomas S. Kuhn, The structure of scientific revolutions, p. 53 sq. 31 « It is […] particularly in periods of acknowledged crisis that scientists have turned to philosophical analysis as a device for unlocking the riddles of their field. Scientists have not generally needed or wanted to be philosophers. » (Thomas S. Kuhn, ibidem, p. 88.)

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Les deux mamelles de la géologie andine : « phasisme » et « chevauchementisme » When examining normal science […], we shall want finally to describe that research as a strenuous and devoted attempt to force nature into the conceptual boxes supplied by professional education. Thomas S. Kuhn, The structure of scientific revolutions (p. 5), [1962] 1990.

Comprendre les divergences cartographiques concernant la région de Tupiza comme des conséquences de conceptions théoriques admises a priori revenait donc à leur donner un éclairage « épistémologique » (au sens large) — c’est-à-dire relevant de l’« anthropologie des sciences » et plus particulièrement, en l’occurrence, de la sociologie des sciences. De façon plus générale, les cas constitués par la « chaîne hercynienne » introuvable en Bolivie et l’étonnant « paradoxe de Tupiza » ne pouvaient se comprendre qu’en posant sur eux un regard épistémologique critique, et par la même occasion sur les interprétations plus générales concernant les Andes Centrales. Des biais cognitifs n’étaient-ils pas aussi à l’oeuvre dans les recherches qui concernaient d’autres aspects des Andes ? Que savions-nous au juste de la géologie de cet orogène ? Comment avions-nous acquis nos connaissances, et étaient-elles robustes ? Sur quels éléments fiables celles-ci étaient-elles fondées ? Quels raisonnements y avaient-ils conduit ? La notion de paradigme me fournit une grille de lecture qui me parut bien adaptée à la problématique que j’abordais. Introduite par Thomas S. Kuhn en 1962 dans son oeuvre maîtresse The structure of scientific revolutions, elle était dès les années 1990 abondamment employée et invoquée dans la littérature scientifique anglo-saxonne en raison de sa pertinence très fréquemment vérifiée.32 Un paradigme est en effet constitué par l’ensemble des principes considérés comme normatifs par une communauté scientifique pour aborder ses objets d’étude, pendant une période donnée de l’histoire de sa discipline. Cette notion s’est révélée importante étant donné que tout travail de recherche s’inscrit de fait dans une tradition gouvernée par un paradigme, lequel lui impose ainsi un cadre conceptuel et interprétatif, et que la quasi-totalité des résultats et des discours scientifiques en est donc imprégnée. L’intérêt de cette notion est multiple. En particulier, Kuhn a montré que les scientifiques, d’une manière générale, poursuivent leurs travaux dans le cadre de paradigmes, qui sont améliorés, voire renouvelés, lors de « révolutions scientifiques », dont l’échelle peut aller des grandes théories générales jusqu’à l’interprétation pratique d’un détail mineur d’une sousdiscipline33. Les géosciences ne font évidemment pas exception à cela. Elles ont d’ailleurs connu une révolution majeure à la fin des années 1960, lorsque la tectonique des plaques — le paradigme qui gouverne actuellement notre compréhension du fonctionnement à grande échelle de la Terre — s’est imposé à une majorité de spécialistes, et ce plus de cinquante ans après la publication du modèle précurseur proposé dès 1915 par Alfred Wegener, parce qu’il devenait évident qu’elle fournissait un cadre cohérent et bien plus approprié à rendre compte des caractéristiques physiques et de l’évolution de notre planète. Concernant les Andes Centrales, je me suis donc proposé, dans une première étape, d’identifier les traditions et les paradigmes qui avaient gouverné et — surtout — gouvernaient encore les recherches géologiques. Instruit des perspicaces analyses de Kuhn, j’examinai 32

« Thomas Kuhn’s The Structure of Scientific Revolutions […] called attention to aspects of the history of science that most scientists overlook. But it was Kuhn’s concept of paradigm shifts that captured people’s imaginations and continues to have a very wide influence. Although Kuhn wrote explicitly about paradigm shifts in the physical sciences, such as those of Copernicus and Isaac Newton, the concept has much broader applicability inside and outside of science. » (Kenneth G. Wilson, Physics Today, mars 2001, p. 53.) 33 En matière de tectonique, il a ainsi été montré au cours de la dernière décennie que des structures que l’on pensait caractéristiques d’une déformation en compression pouvaient tout aussi bien être produites dans un regime tectonique en extension (e.g., Finch et al., 2004).

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l’histoire des connaissances géologiques, en particulier dans cette partie du monde. J’y distinguai que s’y étaient développées deux traditions, pour lesquelles je créai, dans un but de concision et de clarté — et non sans humour —, les néologismes « phasisme » et « chevauchementisme » : • Le « phasisme » désigne évidemment l’école de pensée selon laquelle les Andes Centrales résulteraient de « phases tectoniques » compressives. Cette tradition se rattache donc au paradigme stillien, plus général, dont il représente une adaptation régionale. • Comme son nom le suggère, le « chevauchementisme » désigne l’école de pensée selon laquelle les Andes Centrales sont le produit d’un raccourcissement horizontal résultant du jeu de chevauchements de toutes échelles. La tradition « chevauchementiste » se rattache ainsi au paradigme molnarien, plus général, selon lequel « virtually all major mountain ranges in the world are a consequence of crustal shortening »34. Il était évident que les deux écoles n’étaient pas incompatibles, puisqu’on pouvait imaginer, par exemple, que les « phases compressives » andines s’étaient concrétisées par la propagation de chevauchements. Certains travaux ont d’ailleurs emprunté, et empruntent encore, aux deux traditions. Cette relative compatibilité s’explique par le fait que les deux traditions ont fondamentalement en commun d’interpréter les Andes dans une optique uniquement tectonique. Avant de revenir plus loin sur cette caractéristique essentielle, je commente ici plus en détail ces deux traditions. Je cite en particulier les passages de mes travaux qui ont été les plus critiques de la tradition « phasiste ». Concernant la tradition « chevauchementiste », qui domine toujours les recherches et leurs interprétations, j’en donne les principes généraux mais ne fais qu’en ébaucher une critique, que le reste du mémoire développe. Splendeur et décadence du « phasisme » Le succès prolongé du phasisme dans les Andes doit sans doute s’expliquer par un effet de synergie : d’une part il constituait l’avatar local du paradigme stillien, dont la validité était admise à l’échelle globale, et d’autre part il s’enracinait dans les conclusions presque aussi anciennes de Steinmann, qui avait reconnu au Pérou trois « phases tectoniques » (« péruvienne », « incaïque », et « quechua »). De fait Steinmann avait ébauché, en 1929, un catalogue de « phases » valable pour les Andes Centrales de la même façon que Stille avait proposé, en 1924, une histoire tectonique du monde sous la forme d’un catalogue des « phases » qu’il avait reconnues dans diverses régions du globe. Les trois « phases » de Steinmann ont été des éléments incontournables de la pensée et du vocabulaire géologiques andins jusque dans les années 1990, et survivent même encore aujourd’hui (Fig. 7), et pas seulement localement. Malgré l’essor de la tectonique des plaques, les vues phasistes ont en effet continué à imprégner les interprétations tectoniques des Andes Centrales, ainsi que le notaient en 1987 Pardo-Casas & Molnar.35 L’article publié par Sébrier et al. en 1988 dans la revue géologique de l’ORSTOM (Géodynamique, aujourd’hui disparue) représente sans doute une sorte de culmination de ce que fut la production de la tradition phasiste. Mais certaines publications récentes témoignent que des lectures phasistes de l’enregistrement stratigraphique se sont perpétuées jusqu’à aujourd’hui (e.g., Wise et al., 2008), en conflit ou non avec des interprétations plus modernes. Pour cette école de pensée, les discordances angulaires que l’on observe dans les Andes traduisent des déformations qui auraient été produites au cours de « phases tectoniques » synchrones, dont la durée aurait été relativement courte à très courte. Ces phases étaient censées 34 35

Molnar & Lyon-Caen, 1988. J’ai cité un passage particulièrement éloquent de cet article à la note 11 ci-dessus.

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avoir interrompu de longues périodes de « calme » pendant lesquelles une sédimentation se serait accumulée dans des bassins fondamentalement en extension (Fig. 7 ; e.g., Farrar & Noble, 1976 ; Dalmayrac et al., 1980 ; McKee & Noble, 1982 ; Lavenu & Marocco, 1984 ; Martinez, 1980 ; Mégard et al., 1984 ; Noble et al., 1984, 1990 ; Sébrier et al., 1988), et c’était ce matériel qui avait été déformé lors des « phases tectoniques ». Une grande partie des recherches menées dans le cadre de cette tradition a eu pour objectif de dater aussi précisément que possible ces « phases » (en fait, ces discordances) et d’en établir un catalogue. Les progrès des méthodes géochronologiques firent qu’à la fin des années 1980 les tenants de cette tradition identifiaient ainsi pas moins de quatre « phases incaïques » et quatre ou cinq « phases quechuas » : des trois « phases » reconnues par Steimann en 1929, on était donc passé, soixante ans plus tard, à une dizaine. Dès 1987, dans un article36 dont je rédigeai l’essentiel sans toutefois le signer en premier, je proposai que cette multiplication des « phases » remettait implicitement en question l’interprétation traditionnelle, et suggérait que la déformation avait en fait été bien plus continue qu’on ne l’imaginait jusqu’alors : « Ces données nouvelles [présentées dans cet article] remettent en question les idées classiquement admises sur 1’évolution géodynamique des Andes Centrales. Jusqu’à ces dernières années, on considérait que l’histoire géologique andine était rythmée, à partir du Crétacé supérieur, par des phases tectoniques compressives de courte durée, séparant de longues périodes de calme (ou de distension) pendant lesquelles se produisaient sédimentation continentale et magmatisme effusif […]. L’analyse du fonctionnement des bassins intramontagneux de différents âges et en différents points des Andes Centrales indique, au contraire, que la chaîne andine a été, depuis le Crétacé supérieur, en état compressif quasi permanent. I1 est dès lors possible de diviser l’histoire tectonique des Andes Centrales en deux grandes périodes : la première, du Trias supérieur au Crétacé supérieur, se serait déroulée dans un contexte essentiellement distensif ; la seconde, du Crétacé terminal à l’Actuel, dans un contexte surtout compressif. Dans un tel régime, l’observation de discordances angulaires indique simplement que des déformations, locales ou régionales, ont été scellées par des dépôts postérieurs à elles. De toute évidence, les détails de l’histoire géodynamique des Andes Centrales du Crétacé terminal à l’Actuel restent à préciser. Cependant, il semble désormais nécessaire d’envisager la possibilité d’une déformation andine continue. Dans ce cas, les “paroxysmes” que marquent les discordances angulaires ne sont peut-être que les effets apparents de phénomènes tecto-sédimentaires particuliers, mais essentiellement continus dans le temps et l’espace. » (Marocco, Sempere et al., 1987) Parce que la démarche phasiste aboutissait à un catalogue de « phases tectoniques » réputées synchrones et bien datées, le raisonnement se pervertit au point que dans de nombreux cas les unités stratigraphiques en vinrent en pratique à être datées par les discordances qui les séparaient, puisqu’il était admis que celles-ci correspondaient nécessairement à l’une des « phases » du catalogue. C’étaient cependant certaines études microtectoniques qui présentaient les cas les plus extrêmes, puisque les mesures y étaient triées et ordonnées en groupes homogènes en suivant le principe — hélas très discutable — que les déformations observées avaient été produites par des « phases tectoniques » synchrones caractérisées par des orientations de contraintes chaque fois différentes mais uniformes à l’échelle régionale ; dans de tels cas, le raisonnement circulaire était patent, puisqu’on présupposait que des « phases tectoniques » synchrones et d’orientations différentes s’étaient succédées, que les données étaient donc « triées » et traitées conformément à cet axiome, et qu’on aboutissait ainsi forcément à la mise en évidence d’une succession de « phases » synchrones et d’orientations différentes, dont en fait on avait admis l’existence a priori. Dans un article37 publié en 1994, je donnai une critique générale du « phasisme » sud-américain en ces termes : « Chronology of deformations in the Andes is a debated and crucial issue. Literature on Andean geology classically uses an implicit catalogue of “diastrophic phases”, and now contains a plethora of named “phases” which may at times appear confusing. In reality, the “diastrophic phases” may refer indistinctly to magmatic pulses, uplift or subsidence processes or “pulses”, directly observable deformational structures (compressional or extensional), 36 37

Marocco, Sempere et al., 1987. Sempere et al., 1994.

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deformations inferred from angular unconformities (too frequently interpreted as marking “tectonic pulses”; see Sempere, 1991), non-angular unconformities, mere disconformities, or, in some cases, simple facies changes. Furthermore, the unconformities which are used to identify these phases may have resulted from tectonism, eustatism and even diapirism (see Sempere, 1991). Correlation between distinct “diastrophic” phenomena chiefly relies on apparent or inferred rough synchroneity, which can unfortunately result in ready use of the same name for phenomena that may not be geographically, genetically and even chronologically related. The only way to resolve the confusing intricacy of present nomenclature and correlations of Andean “diastrophic phases” is to document in each case what occurred, and when and where it occurred. Obviously, secure correlations are possible only when they are based on firm radioisotopic, magnetostratigraphic and/or biostratigraphic data, and discrimination between structural, magmatic and sedimentary phenomena is absolutely needed for precise interpretation of objective regional data. Secure knowledge of the timing of “phases” is what is important and not their names. Liberal application of phase names to uncalibrated deformations, which is presently widely done in South America, gives a false impression of knowledge of geological processes that can lead to erroneous interpretations (Marshall and Sempere, 1993). » (Sempere et al., 1994)

Figure 7. Tableau « tectono-stratigraphique » typique de la tradition phasiste : des « phases tectoniques » compressives, représentées comme instantanées à l’échelle géologique, séparent de longs intervalles d’extension tectonique. Il s’agit de la première figure d’un article concernant le Chili central et du nord, sous presse (en 2009) dans une revue sud-américaine. La forte implantation de la tradition phasiste en Amérique du Sud est ici illustrée d’autant plus clairement que l’un des auteurs a été formé dans le cadre des activités de partenariat de l’ORSTOM/IRD.

Les problèmes posés par les approches phasistes sont particulièrement nombreux, et il serait fastidieux de tous les discuter ici. Par exemple, divers travaux ont montré qu’il n’existe pas de corrélation claire entre les « phases » andines généralement reconnues et les variations de la vitesse et/ou de l’orientation de la convergence38. Dans un article39 didactique publié au Pérou en 2004, j’ai tenté de mettre en lumière d’autres aspects problématiques de la tradition phasiste, en 38 39

Ainsi, par exemple, Sébrier & Soler (1991). Voir ci-après les pages 69-76 et 92-108, et la Figure 44 (p. 93). Sempere, 2004 ; Fig. 44 ci-après.

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soulignant notamment la difficulté logique de concilier l’énorme épaississement crustal observé (dès James, 1971a) avec l’idée d’une évolution andine qui se serait déroulée en extension pendant les 4/5èmes du temps écoulé depuis le Crétacé supérieur. En me basant sur une compilation les concernant 40, je soulignai aussi qu’il était curieux que la fréquence des « phases » andines reconnues avait augmenté au cours du temps tandis que leur durée apparente était au contraire allée en diminuant. Je mis en évidence que leur multiplication avait pratiquement cessé dès lors qu’il avait été remarqué que cette multiplication tendait par elle-même à prouver que la déformation andine avait été continue.41 Je suggérai ainsi que les interprétations phasistes étaient entachées de biais non négligeables et qu’il était préférable de ne pas y recourir.

L’essor du « chevauchementisme » J’ai évoqué ci-dessus comment l’idée que les Andes Centrales résultent d’un raccourcissement général de la marge s’est imposée au cours des années 1980, d’une part sous l’influence du paradigme molnarien, qui s’imposait lui-même à l’échelle globale, et d’autre part de la publication de l’article influent d’Isacks (1988), qui en proposait une variante locale plus élaborée. En 1988, dans la première phrase de leur introduction à un article général, P. Molnar & H. Lyon-Caen énonçaient en effet comme une évidence que « pratiquement toutes les principales chaînes de montagnes du monde résultent d’un raccourcissement crustal », affirmation particulièrement éloquente qui résume à elle seule le paradigme molnarien. Cette idée avait en fait été appliquée aux Andes Centrales dès 1983 par G. Suárez, P. Molnar et C. Burchfiel (Fig. 6) qui l’étayaient par quelques mécanismes focaux compressifs à l’est des Andes du Pérou central et du Nord, et réitérée en 1985 par H. Lyon-Caen, P. Molnar & G. Suárez sur la simple base d’un profil gravimétrique à travers les Andes boliviennes. C’est cependant l’année 1988 qui marqua un tournant, avec la publication du long article de B. L. Isacks déjà mentionné ci-dessus : celui-ci proposait une interprétation détaillée des Andes Centrales, fondée sur l’hypothèse d’un raccourcissement tectonique majeur, interprétation qui connut un grand succès et sur laquelle je reviendrai plus loin. Cette même année vit aussi d’une part la publication du dernier « grand » article phasiste42, dans la revue géologique de l’ORSTOM, et d’autre part celle du premier article, résolument chevauchementiste, qui proposait une coupe « équilibrée », ou du moins prétendue telle, des Andes Centrales43. Celle-ci inaugurait une longue série de constructions graphiques, qui ont fait que nous disposons aujourd’hui d’une profusion de coupes d’échelle crustale, réputées « équilibrées » mais toujours dissemblables car hélas basées sur nombre d’hypothèses invérifiables propres à chacune d’entre elles (e.g., Roeder, 1988 ; Sheffels, 1990 ; Schmitz, 1994 ; Baby et al., 1997 ; Kley et al., 1999 ; McQuarrie, 2002 ; McQuarrie et al., 2008). On ne peut cependant prendre toute la mesure de l’engouement suscité dans les années 1980 par les interprétations « chevauchementistes » sans rappeler que la chaîne de montagnes qui occupait alors la première place dans les esprits était celle formée par l’Himalaya et le Tibet, et qu’il était clair que cette chaîne résultait de la collision de deux masses continentales, laquelle avait évidemment entraîné un raccourcissement considérable. Les tectoniciens ne manquaient pas de noter que l’épaisseur crustale atteignait dans les Andes Centrales des valeurs similaires à celles connues dans l’Himalaya-Tibet, et que les deux chaînes avaient en commun l’existence d’un haut plateau de grande étendue. Les similitudes semblaient telles qu’un collègue français, malgré son expérience encore limitée des Andes, me signifia dès 1984 sa conviction que l’orogène andin était tout à fait comparable à l’Himalaya-Tibet, en me déclarant lapidairement : « Tipuani, c’est

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Benavides-Cáceres, 1998. Cette observation a été formulée en 1987 par Marocco, Sempere et al. (texte cité ci-dessus), tandis que le nombre de phases reconnues au Pérou et en Bolivie n’a pas augmenté depuis Sébrier et al. (1988). 42 Sébrier et al., 1988. 43 Roeder, 1988. 41

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Katmandou » 44. Comme je tenterai de le montrer plus loin, cette « obsession de l’HimalayaTibet », décelable dès au moins la première moitié des années 1980, a pesé jusqu’à aujourd’hui sur la compréhension des processus à l’origine de l’épaississement crustal andin, en tendant à privilégier observations et interprétations communes aux Andes Centrales et à l’Himalaya-Tibet, et donc à considérer les premières comme un cas particulier d’orogène « collisionnel », à raccourcissement dominant. Comme rien n’indique qu’il se serait produit une collision continent-continent, le raccourcissement imputé aux Andes résulterait d’une interaction tectonique « de type collisionnel » entre la plaque océanique subduite et la plaque continentale sud-américaine. Implicitement, l’idée sous-jacente est que la plaque océanique se serait comportée un peu à la façon d’un bulldozer agissant « activement » sur la marge continentale, laquelle se serait en réponse déformée « passivement ». Certains auteurs ont même explicitement désigné l’orogenèse des Andes Centrales comme le résultat d’une « collision océan-continent » (e.g., Russo & Silver, 1996 ; Yuan et al., 2000). Cette conception est évidemment discutable, étant donné que l’épaisseur et la flottabilité de la lithosphère océanique subduite sont substantiellement plus faibles que celles d’une masse continentale ou d’un plateau océanique (e.g., Sempere et al., 2008). Depuis le début des années 1980, de très nombreux auteurs ont recherché des relations entre certaines caractéristiques de la plaque océanique d’une part (orientation et vitesse de la convergence, rollback et angle de plongement du slab ; ainsi que les variations de ces paramètres dans le temps et l’espace), et de l’orogène d’autre part, dans les Andes Centrales (e.g., Jordan et al., 1983 ; Reutter et al., 1994 ; Lamb et al., 1997 ; James & Sacks, 1999 ; Ramos & Alemán, 2000) comme dans d’autres régions du monde. Les effets de la subduction, cependant, ne dépendent pas seulement des caractéristiques de la plaque subduite, mais aussi des propriétés rhéologiques du manteau de chaque côté du slab (e.g., Russo & Silver, 1996 ; Heuret et al., 2007 ; Schellart et al., 2007), des hétérogénéités de la marge continentale et de l’épaississement de sa croûte, ainsi que de la quantité et de l’évolution des magmas générés dans le coin mantellique. Dans le cadre de cette tradition, on retrouve assez souvent l’idée que des aspects importants de l’histoire tectonique andine auraient été imposés par la subduction d’hétérogénéités spécifiques à la plaque océanique — idée qui confirme implicitement le rôle « actif » attribué à la plaque subduite et le rôle « passif » dévolu à la marge continentale : en d’autres termes, certains aspects structuraux de la marge sud-américaine auraient été en quelque sorte des réponses passives à la déformation mécanique imposée par la subduction d’objets appartenant à la plaque subduite. Au cours de la dernière décennie, par exemple, un certain nombre d’articles ont soutenu que la subduction de la ride de Nazca était à l’origine de diverses particularités géologiques des Andes Centrales estimées postérieures à 10 Ma (e.g., Hampel, 2002 ; Rousse et al., 2003 ; Rosenbaum et al., 2005 ; Espurt et al., 2007). D’autres caractéristiques des plaques subduites ont été invoquées pour expliquer d’autres aspects de l’évolution des Andes Centrales (e.g., Soler et al., 1989 ; Yáñez et al., 2001 ; van Hunen et al., 2002 ; Sdrolias & Müller, 2006). L’idée que la subduction de singularités topographiques et/ou thermiques de grande taille portées par la plaque subduite doit avoir imposé certaines déformations le long des segments concernés de la marge andine est évidemment acceptable, mais la magnitude des effets mécaniques réellement produits par des processus de ce type, et, surtout, leurs conséquences orogéniques ne sont pas faciles à évaluer. L’essor des mesures géodésiques basées sur les techniques GPS a produit des résultats qui sont souvent invoqués pour valider l’interprétation selon laquelle les Andes Centrales résultent d’un raccourcissement tectonique (e.g., Hindle et al., 2002). Mais les déplacements utilisés ne concernent en fait que la déformation intersismique, alors que les déplacements cosismiques, considérables, leur sont opposés, et qu’il n’est pas possible, après moins de deux décennies de mesures, d’établir un bilan de ces déplacements. Le fait que les quantités de déplacement intersismique diminuent de l’avant-arc à la ceinture subandine, c’est-à-dire d’ouest en est, alors que le raccourcissement n’est flagrant que dans la moitié est des Andes (voir ci-après p. 32-53) 44

Le bassin de Tipuani-Mapiri (Bolivie) est interprété comme un bassin de type piggyback (Fornari, Hérail et al., 1987), de même que celui de Katmandou (Népal).

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suggère que les vecteurs géodésiques actuels ne sont pas corrélés à la déformation « finie » observable. Les mesures GPS semblent renseigner avant tout sur les déformations élastiques intervenant pendant le cycle sismique, et il paraît difficile, avant longtemps, d’invoquer les données actuellement disponibles pour justifier le paradigme en vigueur. Il faudra sans doute attendre quelques millénaires avant que l’on dispose d’un jeu de données suffisant pour établir un bilan. En outre il n’est même pas certain que nous nous trouvions dans une période représentative qui permette de moyenner les déplacements intersismiques et cosismiques à l’échelle de l’orogenèse. Je présente dans les sections ci-après les principaux contre-exemples qui invalident la généralisation de modèles « chevauchementistes » à l’ensemble des Andes Centrales.

C’est une évidence que, depuis Isacks (1988) et Roeder (1988), la plupart des recherches se sont inscrites dans un cadre conceptuel et interprétatif largement dominé par l’idée que les Andes résultent d’un raccourcissement tectonique majeur. Un esprit familiarisé avec la notion de paradigme reconnaît là sans peine une sorte de norme admise par la communauté géoscientifique andine pour aborder son principal objet d’étude. De fait, un grand nombre de travaux, de résultats et de discours scientifiques concernant les Andes Centrales sont largement imprégnés de ce principe, et ce depuis la fin des années 1980. Du fait de son caractère normatif, voire dogmatique, une telle situation n’est pas sans évoquer la notion de « science normale » aussi introduite par Kuhn (1962). Cette notion désigne l’ensemble des activités et productions scientifiques qui s’inscrivent a priori dans le cadre d’un paradigme admis par un groupe largement dominant de la communauté scientifique concernée : en pratique, ces travaux se consacrent à décliner ce paradigme en l’appliquant à une multitude de cas spécifiques, et ne visent ainsi qu’à en illustrer la validité. Ce but est hélas parfois atteint au prix de raisonnements circulaires et/ou de l’élimination des données problématiques. Dans certains cas, l’adhésion massive à un paradigme va même jusqu’à générer localement un ensemble de biais cognitifs connu sous le nom de « pensée de groupe »45. Il va sans dire que le contexte intellectuel qui préside à cette démarche est souvent empreint de dogmatisme. En substance, nombre de praticiens de la « science normale » considèrent implicitement qu’il n’y a plus de découvertes fondamentales à attendre, et donc qu’il ne s’agit plus pour eux que de préciser certains points encore relativement obscurs, et de quantifier les phénomènes par diverses mesures. On se souvient, par exemple, de l’opinion, aujourd’hui évidemment consternante, que Lord Kelvin exprima seulement cinq ans avant qu’Einstein ne publie les articles qui allaient révolutionner la physique : « Il n’y a plus rien de nouveau à découvrir en physique. Tout ce qu’il reste à faire consiste en des mesures de plus en plus précises. »46 Dans cette optique, la recherche scientifique finit par s’apparenter à une activité dépourvue d’innovations fondamentales, répétitive, voire routinière, dont les résultats viennent toujours confirmer ce en quoi l’on croit déjà. Une telle attitude provient hélas souvent d’une prolifération massive de biais cognitifs, et peut conduire, à l’instar de la « chaîne hercynienne » des années 1960-1970, à une véritable bulle interprétative.

45 46

J’en détaille plus loin (p. 149) les éléments les plus caractéristiques. « There is nothing new to be discovered in physics now. All that remains is more and more precise measurement. » (William Thomson [devenu Lord Kelvin par l’anoblissement qui couronna sa carrière], 1900.)

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Une interprétation intenable What gets us into trouble is not what we don’t know, it’s what we know for sure that just ain’t so.47 Attribué à Mark Twain (1835-1910), et cité par Albert Gore, An inconvenient truth, 2006.

Au tout début des années 2000, j’avais tiré de mes expériences de la « chaîne hercynienne » et du « paradoxe de Tupiza » des leçons importantes. Il était devenu clair qu’en géologie des biais cognitifs interviennent non seulement dans les raisonnements et l’interprétation des données, mais même jusque dans les observations de base. La réalité géologique a beau être unique, elle ne donne pas toujours lieu aux mêmes descriptions, et encore moins aux mêmes interprétations (mais dans ce dernier cas c’était évidemment loin d’être nouveau). Dans certains cas au moins, des observations géologiques publiées peuvent avoir été déterminées par un modèle adopté a priori et dont on a, inconsciemment ou non, souhaité confirmer la validité. Dans un tel cas, la description qui est donnée est en fait celle d’une « néo-réalité », image conforme à un modèle et projetée sur la véritable réalité, laquelle peut se révéler différente de l’idée que l’on souhaite s’en faire. Ces phénomènes se trouvent encore amplifiés par les situations particulières qui émergent au sein de traditions scientifiques du fait d’enjeux et d’intérêts collectifs ou individuels, qui sont du ressort de la sociologie des sciences (e.g., Hallam, 1989). J’avais entrepris un apprentissage de l’« anthropologie des sciences ». Mes lectures m’apprenaient que les cas mentionnés ci-dessus, ainsi que la « controverse de Belén »48 qui s’était élevée en 2000-2001 dans l’extrême nord du Chili, relevaient apparemment d’un phénomène désigné en sociologie des sciences par la locution theory-ladenness of observations, et qui consiste en une sorte de prédétermination des observations sous l’influence, inconsciente ou non, de la théorie qui a la faveur de l’observateur (e.g., Hallam, 1989). Les cas de ce genre posent évidemment le problème de la valeur des connaissances et de l’objectivité de la démarche scientifique, tout en confirmant la pertinence de l’identification par Kuhn (1962) que l’activité scientifique « normale » (c’est-à-dire « de routine », à peu de choses près) se déroule dans le cadre de traditions nées de l’adoption de paradigmes. Il était clair que la « chaîne hercynienne » andine avait été le fruit de la tradition « phasiste », tandis que le paradoxe de Tupiza permettait de mesurer l’emprise que la tradition « chevauchementiste » possédait maintenant sur les esprits. Il était tout aussi clair que les dogmatismes induits par ces traditions avaient entravé et entraveraient tout véritable progrès dans la compréhension objective des Andes Centrales, en refusant notamment de prendre en considération les divergences entre la réalité géologique et certains aspects du paradigme dominant. Cette prise de conscience se produisit tandis que j’abordais l’étude de la partie occidentale des Andes du sud du Pérou, que jusqu’alors je ne connaissais que par la littérature. En effet, j’avais jusque là essentiellement travaillé dans la moitié orientale des Andes, en Bolivie et au sudPérou. Je fus vite frappé des profondes différences qui opposaient les parties orientale et occidentale des Andes, notamment du point de vue de l’histoire géologique et de la structure tectonique. Je m’étonnai en particulier de l’apparente faiblesse du raccourcissement visible en surface, alors que le paradigme molnarien prédisait au contraire que le raccourcissement avait été initié dans ces régions occidentales et de là s’était propagé vers l’est. Par ailleurs, l’évidente omniprésence des phénomènes magmatiques me poussa à me familiariser avec les disciplines qui les abordaient, à me documenter sur leurs résultats concernant les Andes et d’autres arcs péri-pacifiques, et à établir des contacts suivis avec des spécialistes compétents. 47

« Ce qui nous cause des problèmes n’est pas ce que nous ne savons pas, c’est ce que nous tenons pour vrai et qui en fait ne l’est pas. » Merci à Sonia Rousse de m’avoir fait découvrir cet aphorisme. 48 Se reporter à la note 20 ci-dessus. À partir de 2002, j’ai pu observer dans le sud du Pérou des phénomènes semblables à ceux décrits par G. Wörner et ses collègues dans l’extrême nord du Chili.

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Où est le raccourcissement attendu à l’ouest de l’Altiplano ? Un certain nombre de données géophysiques et géologiques constituent des contre-exemples qui remettent en cause l’idée que les Andes Centrales ont été quasi-exclusivement édifiées par du raccourcissement tectonique. En particulier, le raccourcissement important prédit par le paradigme à l’ouest de l’Altiplano est introuvable. L’idée d’un raccourcissement qui se serait propagé depuis la région côtière vers le nord-est est en fait un mythe.

WESTERN ANDES / “MAGMATIC ANDES”

metasomatized lherzolitic mantle TDM = 0.8 - 1.3 Ga,  Nd = +6 - —6.3 87 Sr/86Sri = 0.704 - 0.707

lithospheric boundary TDM = 0.6 - 0.9 Ga  Nd = —1.1 - —3.5 87 Sr/86Sri = 0.705 - 0.706

extension and transcurrence dominant, thickened crust

metasomatized harzburgitic mantle TDM = 1.1 - 2.5 Ga  Nd = —5 - —11.4 87 Sr/86Sri = 0.710 - 0.716

tectonic shortening dominant

EASTERN ANDES / “TECTONIC ANDES” Figure 8. Cartographie structurale préliminaire du sud du Pérou (Sempere & Jacay, 2006, 2008). Le nord est vers le haut et à droite, l’océan Pacifique à gauche, le lac Titicaca en bleu ciel. La ligne pointillée grisée suit le front volcanique actuel. Le SFUACC (système de failles Urcos-Ayaviri-Copacabana-Coniri) sépare deux domaines qui témoignent d’une histoire tectonique orogénique contrastée (James, 1971b ; Kono et al., 1989 ; Sempere & Jacay, 2006, 2007, 2008), et dont les manteaux lithosphériques respectifs présentent des caractéristiques différentes (Carlier et al., 2005). Villes côtières : Cam = Camaná, Ilo, Ari = Arica ; autres villes : Aqp = Arequipa, Cus = Cusco, Jul = Juliaca, Moq = Moquegua, Tac = Tacna.

En surface, le raccourcissement andin n’est en effet évident que dans la Cordillère Orientale et la ceinture subandine. Dans l’avant-arc, l’arc et l’Altiplano occidental, on note la faiblesse, voire localement l’absence, du raccourcissement prédit par le paradigme (James, 1971b ;

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Myers, 1975 49; Mégard, 1978 50; Tosdal et al., 1984 ; Kono et al., 1989 51; James & Sacks, 1999 52; Sempere & Jacay, 2006, 2007, 2008 ; notamment dans l’Altiplano : e.g., Rochat et al., 1999). On note au contraire la dominance et la continuité des manifestations distensives et transcurrentes dans toute cette région, avec en particulier l’existence de détachements avec transport tectonique longitudinal, ainsi que dans l’arc et l’arrière-arc immédiat (Altiplano s.s.) à l’époque orogénique (Sempere & Jacay, 2006, et observations inédites ; Fig. 8, et Figs. 32 à 36 ci-après p. 73-75). Un jeu inédit de mesures microtectoniques réalisées dans les Andes Occidentales au sud de Cusco (Fig. 8) permet d’y conclure à des déformations, d’âges divers, très généralement en extension à composante dextre (N. Boudesseul, données inédites et communication personnelle, 1999-2000). Les données microtectoniques brutes obtenues dans le sud du Pérou par les spécialistes français dans les années 1970-1980 témoignaient ellesmêmes fréquemment de déformations en extension mais, pour diverses raisons — dont le fait qu’elles sont classiquement plus difficiles à caractériser que celles en compression —, elles n’auraient pas reçu toute l’attention qu’elles méritaient (A. Lavenu, communication personnelle, 2004). Cette extension dominante, observable tant à grande qu’à petite échelle, a été contemporaine du soulèvement néogène dans les régions occidentales des Andes, en dehors de l’aire d’influence de la dorsale de Nazca en cours de subduction. L’épaisseur crustale observée ne peut être expliquée par les estimations disponibles du raccourcissement tectonique, en particulier dans l’arc et l’avant-arc (Schmitz, 1994 ; Toth et al., 1996 ; Kley & Monaldi, 1998 ; Giese et al., 1999 ; Ramos & Alemán, 2000 ; Yuan et al., 2000). Le fait qu’en surface on n’observe pas d’indices de raccourcissement significatif dans la moitié occidentale des Andes Centrales a été accomodé dans certaines constructions graphiques en imaginant des duplex crustaux « aveugles » (e.g., McQuarrie, 2002) ou l’insertion de panneaux de croûte détachés de la partie occidentale de la marge et enfoncés tectoniquement entre croûte et manteau (e.g., Baby et al., 1997 ; une idée introduite par Rutland, 1971), mais aucune confirmation n’a encore été apportée en faveur de phénomènes aussi spectaculaires et d’aussi grande échelle ; en outre, la seconde hypothèse est contredite par l’existence de produits magmatiques d’arc d’âge Paléozoïque inférieur tout le long de la côte du sud du Pérou (e.g., Mukasa & Henry, 1990 ; Loewy et al., 2004 ; Casquet et al., 2010), et par les migrations réduites de l’arc au cours du Mésozoïque et du Cénozoïque, qui démontrent sans la moindre ambiguïté que la marge n’a certainement pas subi une ablation tectonique d’une telle échelle. Il faut donc admettre que le raccourcissement andin est négligeable dans ces régions, et reprendre la question en partant de la réalité observable. L’idée que les Andes Centrales ont été produites par un raccourcissement tectonique a hélas communément biaisé la cartographie dans cet orogène, par exemple en forçant l’interprétation de failles subverticales ou affleurant mal comme failles inverses ou chevauchements. Il est 49

« [T]he Peruvian Andes provide no evidence of the widespread, strong deformation which might be expected in a tectonic belt widely held to overlie a zone of oceanic subduction […]. » (Myers, 1975.) 50 « Il faut remonter au Précambrien pour trouver les traces évidentes d’une tectorogenèse intense dans la zone côtière du Pérou central : la présence de la chaîne hercynienne y reste problématique et les plissements andins y sont faibles ; à des plis finicrétacés très amples se superposent les plis encore plus ouverts d’une tectonique vraisemblablement pliocène. Si la tectonique souple est peu spectaculaire, la tectonique cassante est omniprésente ; la zone côtière apparaît avant tout comme une mosaïque de blocs faillés. » (Mégard, 1978.) 51 « However, [the shortening] model is not consistent with the fact that the observed deformation is very small in the Altiplano […] and the east-west asymmetry shown by the gravity data. The crustal thickening by repeated underthrusting of the continental crust was the mechanism suggested by Suárez et al. [1983]. However, such motions are unlikely in the western half of the Central Andes. The compressive stress regime only prevails in the Eastern Cordillera and the Amazonian foreland. » (Kono et al., 1989.) 52 « [V]irtually all of the deformational foreshortening of the crust in the central Andes is confined to the eastern altiplano and eastward. The central Andean western ranges and the intracratonic altiplano […], apparently survive with relatively moderate deformation despite the widespread infusion of magmas. » (James & Sacks, 1999.)

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éloquent que certaines mêmes régions aient été cartographiées de façons remarquablement différentes par des géologues qui défendaient des modèles distincts (voir le « paradoxe de Tupiza », ci-dessus, ainsi que la « controverse de Belén »53). Les structures qui témoignent d’une extension ont souvent été négligées, voire ignorées, entre autres parce qu’on les croyait sans rapport direct avec la question de l’orogenèse andine. Cependant, des observations et des modèles provenant de divers contextes indubitablement extensifs en Europe et en Afrique ont montré que certaines géométries structurales que l’on croyait typiques de raccourcissements, comme dans les Andes Centrales, se rencontrent en fait aussi dans des contextes en extension, en particulier là où des failles normales sont nées comme failles aveugles formant une flexure dans la couverture (e.g., Finch et al., 2004). Au moins dans le sud du Pérou, l’identification et la correction de tels biais débouchent sur des révisions substantielles de la cartographie structurale, et l’avant-arc, l’arc, et le sud-ouest de l’Altiplano apparaissent en fait comme ayant été principalement affectés par des déformations en transcurrence (incluant des déformations transpressives) et en extension depuis ~30 Ma (Sempere et al., 2004b ; Sempere & Jacay, 2006, 2007), à la différence du nord-est de l’Altiplano, de la Cordillère Orientale et de la ceinture subandine, où le raccourcissement a été effectivement significatif — confirmant ainsi les descriptions de James (1971b) et Kono et al. (1989). De plus, des failles inverses à vergence vers l’océan se développent le long de l’escarpement sud-ouest de la Cordillère Occidentale, suggérant un début de collapse gravitaire vers le Pacifique (Wörner & Seyfried, 2001 ; Wörner et al., 2002 ; Sempere & Jacay, 2006, 2007, 2008 ; Figs. 37 et 38 ci-après p. 76). Dans l’avantarc, les structures transpressives, telles que la Cordillère de Domeyko dans le nord du Chili (e.g., Reutter et al., 1991 ; Arriagada et al., 2000, 2003), ne peuvent avoir produit qu’un raccourcissement et donc un épaississement crustal relativement mineurs par rapport au volume orogénique total.

Des structures subverticales d’échelle crustale à lithosphérique Au moins dans la région nord-ouest de l’orocline des Andes Centrales (Fig. 1), un certain nombre d’observations et de données géophysiques et géologiques fournisssent d’autres contreexemples infirmant l’idée que l’épaississement crustal dans ce segment provient d’un raccourcissement horizontal majeur. Dans le Pérou central vers 11°-12°S, la limite est de la Cordillère Orientale est une zone de failles subverticale et sismiquement active qui pénètre dans la croûte jusqu’à au moins 30 km de profondeur (Dorbath et al., 1986 ; Fig. 9). Une tomographie sismique a également détecté une limite subverticale d’échelle lithosphérique dans l’est de l’Altiplano bolivien (Dorbath et al., 1993 ; Fig. 10), et dans sa prolongation, i.e. le long de la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale du sud du Pérou, la distribution des roches magmatiques (Sempere et al., 2002b, 2004b) et la géochimie isotopique des roches dérivées du manteau (Carlier et al., 2005 ; Fig. 8) indiquent aussi l’existence d’une limite subverticale d’échelle lithosphérique, qui en surface coïncide avec un système de failles majeur séparant deux domaines orogéniques fortement contrastés (Sempere & Jacay, 2006, 2007 ; Fig. 8). Ces faits contredisent l’hypothèse, seulement appuyée sur des constructions graphiques peu contraintes — et sur la foi dans le paradigme molnarien —, selon laquelle les hautes Andes auraient été édifiées par des chevauchements reliés à des décollements subhorizontaux, dont certains d’échelle crustale.

53

Wörner et al., 2002 ; García & Hérail, 2001 ; Wörner & Seyfried, 2001 ; García, 2001.

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SW

NE

Figure 9 (recomposée d’après Dorbath et al., 1986). La sismicité le long de la bordure est des Andes du Pérou central (~11°S) définit une zone de faille subverticale (ici surlignée en rouge) qui s’étend jusqu’à ~30 km de profondeur, caractérisée par des mécanismes focaux compressifs cohérents jusqu’à cette profondeur.

Figure 10. Image tomographique sismique d’une section de la lithosphère entre 16° et 18°S, orientée NNE-SSO (Dorbath et al., 1993). La partie crustale présente une structure subverticale particulièrement nette dans l’Altiplano nord-oriental et la Cordillère Orientale, en accord avec les données géologiques régionales.

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L’ambiguïté des images sismiques dans l’orogène proprement dit Dans la Cordillère Orientale du Pérou, des sections sismiques de résolution généralement imprécise sont parfois évoquées comme preuves d’un raccourcissement par multiples chevauchements, bien qu’elles n’aient été ni publiées, ni soumises à la communauté scientifique pour des évaluations indépendantes. On sait cependant combien l’interprétation des données de sismique-réflexion peut être subjective, notamment dans les cas où les réflecteurs sont discontinus ou fragmentaires. Pour un même document de base, les interprétations produites peuvent différer largement, et dépendre, consciemment ou non, des paradigmes et modèles qui ont la faveur des interprétateurs. Bond et al. (2007) l’ont montré de façon magistrale en proposant à plusieurs centaines de spécialistes d’interpréter un même profil sismique : parmi les 412 interprétations reçues en retour, seulement 21 % étaient correctes, tandis que les trois failles principales y figurant n’étaient reconnues que par 23 % d’entre elles.54 Aucune section sismique non publiée ne peut donc être invoquée pour soutenir quelque interprétation que ce soit.

Figure 11. Interprétation structurale du flanc ouest de la cordillère volcanique (Cordillère Occidentale) du nord du Chili vers 20°30’S (Victor et al., 2004). On remarque que les données sismiques objectives ne mettent en évidence aucune déformation majeure et ne permettent pas d’établir si les failles — seulement inférées, et aveugles — sont normales ou inverses. Quels que soient les détails de son interprétation, ce profil illustre clairement que le raccourcissement tectonique est négligeable (à nul) dans cette région où la croûte est pourtant substantiellement épaissie.

Les sections sismiques publiées, par exemple, par Victor et al. (2004 ; Fig. 11) dans le nord du Chili, ou Elger et al. (2005 ; Fig. 12) dans le sud de l’Altiplano bolivien, se révèlent peu convaincantes et leurs interprétations paraissent substantiellement biaisées. Par leur usage de la locution conceptual uncertainty, Bond et al. (2007) évoquent que des biais interprétatifs similaires interviennent fréquemment dans la lecture des documents sismiques. Il est révélateur que Elger et al. (2005) omettent de mentionner que dans leur région d’étude (le sud de l’Altiplano bolivien) existe une unité volcanique essentiellement composée de coulées de basaltes et andésites basaltiques potassiques, qui se sont épanchées entre ~24 et ~21 54

Bond, C.E., Gibbs, A.D., Shipton, Z.K., Jones, S., 2007. What do you think this is? “Conceptual uncertainty” in geoscience interpretation. GSA Today, v. 17 (11), p. 4-10.

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Ma, et peut-être même seulement entre ~22 et ~21 Ma (Fornari et al., 2002). Or l’épaisseur de cette unité dépasse 2 km dans une zone située sur la Figure 12 par la double flèche horizontale (Baldellón et al., 1994), zone où s’observe également un fort gradient gravimétrique (Götze & Krause, 2002) et des écailles transpressives qui mettent à l’affleurement des formations paléozoïques (Baldellón et al., 1994). Que de grandes quantités de magmas mafiques potassiques se soient épanchées pendant un bref intervalle de temps au droit d’une hétérogénéité lithosphérique fournit pourtant une indication importante sur la structure locale de la croûte. Envisagée à grande échelle (Fig. 12), la déformation de cette région apparaît en effet la plus intense au droit de cette hétérogénéité nécessairement subverticale (gradient gravimétrique, volcanisme mafique volumineux) et s’atténue progressivement vers l’est et l’ouest (comme d’ailleurs l’épaisseur de l’unité volcanique mafique). Cette relative symétrie structurale reçoit une explication simple si l’on abandonne l’idée — induite par le paradigme dominant, encore une fois — qu’elle aurait été produite par un raccourcissement par propagation de chevauchements et rétro-chevauchements (de toute évidence admise par Elger et al., 2005 ; Fig. 12) : dans une optique interdisciplinaire, on peut proposer en effet que l’importante hétérogénéité lithosphérique subverticale révélée par la gravimétrie a permis, dans un contexte distensif ou transtensif, l’éruption de grandes quantités de laves mafiques au tout début du Miocène, puis a connu un fonctionnement transpressif qui a produit la déformation observée. Cette réinterprétation, qui prend en compte l’ensemble des données, contredit une nouvelle fois le paradigme dominant dans les Andes Centrales.

Figure 12. Interprétation structurale vers 21°S de la région centrale de l’Altiplano Sud de la Bolivie (Elger et al., 2005). On remarque que les données sismiques objectives ne contraignent que très partiellement cette interprétation. La double flèche horizontale situe approximativement une unité de laves mafiques dont l’épaisseur dépasserait ici 2 km (Baldellón et al., 1994), et que je discute dans le paragraphe ci-dessus.

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La difficulté d’un épaississement tectonique important dans une marge concave L’épaisseur de la croûte est maximale dans l’orocline des Andes Centrales (CAO, pour Central Andean Orocline ; Fig. 1), qui présente une concavité marquée vers l’océan. Or la modélisation numérique réalisée par Bonnardot et al. (2008) montre que dans ce cas la déformation causée par la convergence induit un échappement latéral de matière qui produit une subsidence de la région concave (Fig. 13). Si l’orocline était principalement d’origine tectonique, c’est donc une subsidence que l’on devrait y observer, et non l’épaississement considérable existant. Il semble falloir conclure de ce raisonnement par l’absurde que l’épaississement crustal dans l’orocline ne peut être principalement d’origine tectonique.

Figure 13 (empruntée à Bonnardot et al., 2008). La déformation tectonique produite par une convergence de plaques donne normalement lieu, au bord de la plaque supérieure, à une topographie élevée dans le cas où la marge est convexe (a), tandis qu’elle génère une forte subsidence dans le cas où elle est concave (d). Des profils topographiques contrastés sont obtenus dans les cas convexe (b) et concave (e).

La modélisation de Bonnardot et al. (2008) est en bon accord avec l’idée d’un échappement latéral de matière ductile depuis l’orocline des Andes Centrales, par fluage de la croûte inférieure (Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003), qui semble effectivement observé (Picard et al., 2008 ; p. 80-85).

« Andes Orientales » et « Andes Occidentales » : des traits tectoniques contrastés L’examen objectif de l’ensemble des données multidisciplinaires disponibles aboutit notamment à reconnaître qu’il n’existe pas d’évidence probante de décollements subhorizontaux dans la croûte ailleurs que dans la ceinture subandine (à partir de laquelle le modèle d’orogenèse par chevauchements a été généralisé : e.g., Roeder, 1988) et, sans doute, dans la Cordillère Orientale de la moitié sud de la Bolivie. Il conduit de fait à opposer des Andes Orientales, où le raccourcissement tectonique est indubitable et majeur, à des Andes Occidentales, où la déformation s’est effectuée essentiellement en extension, transtension et transpression, et ne peut donc y rendre compte de l’épaississement crustal observé (Sempere & Jacay, 2008).

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~20°

isostatic

seismologic Figure 14. Variation de l’épaisseur crustale le long d’un profil ouest-est vers 20°S (d’après Beck et al., 1996). L’épaisseur crustale est ici maximale (~74 km) sous la Cordillère Occidentale (WC), c’est-à-dire l’arc volcanique. Elle est également très importante (~70 km) à proximité de la grande meseta volcanique de Los Frailes (points 5 et 6 ; localisation sur la Figure 20 ci-après p. 52) qui recouvre une région particulièrement élevée de la Cordillère Orientale (EC). Comme dans les profils gravimétriques illustrés ci-dessous (Figs. 15 à 17), on remarque un fort gradient à l’ouest de la Cordillère Occidentale (WC). et une « marche d’escalier » (flèche rouge) à l’interface entre la Cordillère Orientale et la ceinture subandine. Cette « marche d’escalier » révèle l’existence d’une hétérogénéité lithosphérique majeure à ce niveau.

Or l’épaisseur crustale est maximale dans les Andes Occidentales et plus précisément sous la Cordillère Occidentale, c’est-à-dire sous l’arc magmatique (Figs. 14, 15). L’avatar andin du paradigme molnarien se retrouve donc face à un paradoxe : d’une part la région d’épaisseur crustale maximale ne témoigne que d’un raccourcissement très insuffisant pour l’expliquer, et d’autre part cette région est justement celle de l’arc magmatique. C’est un fait bien établi que la croûte andine atteint très généralement son maximum d’épaisseur sous l’arc magmatique. Cette correspondance fondamentale a été mise en évidence par des études sismologiques et gravimétriques indépendantes. Avec des méthodes sismologiques différentes, James (1971a), Beck et al. (1996), et Yuan et al. (2002) ont conclu respectivement que l’épaisseur crustale sous la Cordillère Occidentale est supérieure à 70 km entre 14° et 22°S, de 70-74 km vers 19.5°S (Fig. 14), et de 65-70 km entre 19° et 22°S. L’étude gravimétrique de Fukao et al. (1989) a conclu à une épaisseur crustale de 65 km sous l’arc dans tout le sud du Pérou (Figs. 15 à 17 ; résultat repris et développé par Kono et al., 1989). Les études de sismique-réflexion de Yuan et al. (2000) et Oncken et al. (2003) n’ont pas permis d’imager le Moho avec précision, sauf très localement ; par cette méthode l’arc magmatique présente en effet un aspect « transparent », probablement du fait que dans cette région se produisent de volumineux transferts de matière entre manteau et croûte. Ces transferts participent évidemment du magmatisme d’arc, qui extrait de la matière du manteau et la transporte dans le domaine crustal — où elle est ensuite « raffinée » et « distillée » par cristallisation fractionnée, refusion, et/ou assimilation —, mais aussi des processus de type délamination, qui font que des résidus de fusion, depuis la croûte inférieure ou des niveaux situés sous sa base, sombrent dans le manteau sous l’effet de leur densité. La méthode tomographique employée par Yuan et al. (2002) a également mis en évidence dans la zone de transition entre Altiplano et Cordillère Orientale deux aires où la croûte serait particulièrement épaisse : ~73 km sur le carré 18.2-19.2°S/67-66°W, et 80 km sur le carré

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20-21°S/67-66°W. Ces deux aires se situent respectivement immédiatement au nord et au sud de la grande meseta volcanique de Los Frailes, sous laquelle l’étude n’a pas pu déterminer la profondeur du Moho (la couverture des résultats est assez lacunaire au nord de 22°S). Ces auteurs jugent leur méthode moins performante que celle basée sur des receiver functions, telles qu’employées par Beck et al. (1996). Mais ces derniers ont justement aussi observé une épaisseur crustale maximale de 70-74 km dans la même région (~19-20°S/67-66°W ; Fig. 14). Ces épaisseurs extrêmes dans cette partie de la Cordillère Orientale sont ainsi associées à une région où le magmatisme a été particulièrement actif depuis ~10 Ma, et dont le manteau sousjacent présente une forte anomalie thermique détectée par la sismologie et traduisant probablement un upwelling localisé du manteau (Myers et al., 1998 ; Fig. 25 p. 57).

SW

NE

Figure 15. Profils topographiques et gravimétriques dans les Andes péruviennes (d’après Fukao et al., 1989).

Il faut donc souligner que les épaisseurs crustales maximales, en Bolivie et dans le sud du Pérou, correspondent à des régions éminemment volcaniques : l’arc, principalement, mais aussi la région de la grande meseta volcanique de Los Frailes (Figs. 14, 20) dont l’apex se situe ~280 km à l’est du front volcanique, dans une partie occidentale de la Cordillère Orientale de Bolivie. Or, comme je l’ai montré ci-dessus, il semble par ailleurs impossible que l’épaississement crustal observé sous l’arc soit d’origine tectonique du fait de l’absence apparente d’un raccourcissement significatif dans cette région. Se dessine ainsi, objectivement, l’idée d’un relation causale entre magmatisme et épaississement crustal dans les Andes Centrales. Cette idée se trouve encore renforcée lorsqu’on observe que, paradoxalement (pour le paradigme dominant), la ceinture subandine et la Cordillère Orientale, où le raccourcissement tectonique est directement observable et apparemment important, présentent des épaisseurs crustales moindres que dans ces régions volcaniques. La profondeur du Moho sismologique décroît ainsi vers l’est de ~65 à ~43 km à travers ces domaines vers 20°S, avec une variation très rapide de ~60 à ~48 km à l’interface entre Cordillère Orientale et ceinture subandine (Beck et al., 1996 ; Fig. 14). Dans le sud du Pérou, la profondeur du Moho gravimétrique décroît brutalement de ~54 km sous la Cordillère Orientale à ~48 km sous la ceinture subandine (Fukao et al., 1989 ; Kono et al., 1989 ; Figs. 16, 17).

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Cordillère Orientale

Cordillère Occidentale

SW

NE

Figure 16. Profil topographique et gravimétrique des Andes du sud du Pérou vers 13°-15°S, d’après Fukao et al. (1989). L’épaisseur crustale est clairement maximale sous la Cordillère Occidentale, c’est-à-dire sous l’arc volcanique actuel et la région antérieurement occupée par l’arc (depuis ~30 Ma). Le Moho présente une pente de 15° vers le NE depuis la bande côtière vers le front volcanique (Cordillère Occidentale), c’est-à-dire qu’il s’approfondit là de ~270 m tous les kilomètres.

croûte supérieure croûte inférieure

Figure 17. Modèles gravimétriques sériés de la croûte andine au Pérou (d’après Fukao et al., 1989). L’épaisseur crustale est systématiquement maximale sous la Cordillère Occidentale, c’est-à-dire sous la région occupée par l’arc depuis ~25 Ma. La profondeur du Moho présente un fort gradient à l’ouest de la Cordillère Occidentale (WC). et, dans le profil le plus complet (“Nazca”) une « marche d’escalier » (flèche rouge) à l’interface entre Cordillère Orientale et ceinture subandine.

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Une orogenèse majeure sans le moindre raccourcissement tectonique Entre ~9° et ~12°S le Pérou central offre, au moins à ces latitudes, un contre-exemple magistral à la tradition qui voudrait que l’épaisseur crustale actuelle (~55 km ; Fukao et al., 1989) soit le résultat d’un raccourcissement tectonique. On y observe bien des écailles imbriquées, qui témoignent effectivement d’un raccourcissement, mais cette déformation est clairement scellée par une unité volcanique dont les coulées datées les plus anciennes sont d’âge oligocène (~30-25 Ma). L’ensemble a ensuite été affecté par un aplanissement quasi général, qui a produit la « surface Puna » (McLaughlin, 1924). Cette surface s’observe aujourd’hui depuis les contreforts occidentaux de la Cordillère Occidentale jusque dans l’est de la Cordillère Orientale, à des altitudes comprises entre 5.0 km dans l’axe de la Cordillère Occidentale et 4.4 km plus à l’est (Fig. 18, d’après Wilson, 2008). Elle a été localement profondément incisée. À l’ouest de la Cordillère Occidentale, ce qui en subsiste permet d’affirmer que le niveau de base auquel elle se rattachait était l’océan Pacifique tout proche : la surface Puna a donc été façonnée à des altitudes suffisamment faibles, inférieures à 500 m, pour ne pas être affectée par les incisions qui se seraient immanquablement développées dans le cas où sa pente aurait dépassé 0.4 % (e.g., Bonow, 2006 ; Japsen, 2006). Plus à l’est la bonne conservation de cette surface, notamment dans la région des Hauts Plateaux, témoigne qu’aucun raccourcissement ne s’est produit après sa formation. Deux autres surfaces d’érosion, dont la plus récente est post-datée par un tuf volcanique vieux de ~6 Ma, sont emboîtées dans la surface Puna, qui est par ailleurs postérieure à ~11-10 Ma (Wilson, 2008). Ces contraintes chronologiques permettent de proposer que l’incision de la surface Puna a pu débuter vers ~10 Ma et était bien entamée vers ~6 Ma.

Figure 18 (d’après Wilson, 2008). Profil géomorphologique à travers le Pérou central (~9°-12°S). La pente de la surface Puna à l’ouest de la Cordillère Occidentale, telle qu’on peut la reconstituer (ligne pointillée), est aujourd’hui de l’ordre de 5 %. Le bombement qu’elle présente au niveau de la Cordillère Occidentale (magmatique) est bien sûr à noter. Les surfaces en « marches d’escalier » à l’est de la Cordillère Orientale marquent la transition topographique rapide entre les Hautes Andes et la ceinture subandine, qui coïncide latéralement avec la zone où une hétérogénéité crustale subverticale sismiquement active a été détectée par Dorbath et al. (1986 ; Fig. 9), et avec une zone où des mécanismes au foyer compressifs ont été localisés dans la croûte moyenne (Suárez et al., 1983).

L’ensemble de ces données implique qu’à ces latitudes les Andes ont acquis l’essentiel de leur altitude actuelle à partir de ~10 Ma, en l’absence de raccourcissement contemporain dans la région à croûte épaissie, et plus de 20 Myr après le dernier raccourcissement observable. Un soulèvement de même âge a été mis en évidence par des études thermochronologiques entre ~9° et 10°30’S (Garver et al., 2003 ; Perry & Garver, 2004 ; Garver et al., 2005 ; Montario et al., 2005). Il est à noter que ce soulèvement est exactement contemporain de la mise en place du batholithe de la Cordillère Blanche, dont le taux moyen d’exhumation est élevé (~1 km/Myr) depuis ~8 Ma (Montario, 2001). On perçoit ainsi, une nouvelle fois, une relation objective entre magmatisme et soulèvement (traduisant un épaississement crustal), contemporains dans la même région d’une absence de raccourcissement tectonique.

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Le magmatisme de subduction : oubli ou ignorance ? Or l’omission d’un principe mène à l’erreur : ainsi il faut avoir la vue bien nette, pour voir tous les principes ; et ensuite l’esprit juste, pour ne pas raisonner faussement sur des principes connus.55 Blaise Pascal (1623-1662), Pensées (publ. 1670).

Il semble donc indéniable que la croûte andine est plus épaisse dans les régions où le magmatisme a été important que dans celles où un raccourcissement tectonique significatif est observable. James (1971b) et Kono et al. (1989), entre quelques autres, n’avaient pas manqué de le souligner, et d’y voir logiquement l’indication que le magmatisme a joué un rôle majeur dans l’épaississement crustal des Andes Centrales. Le même usage de la logique m’a donc invité à explorer plus avant cette hypothèse, bien qu’elle ait été écartée depuis longtemps par la tradition dominante. De premier abord, l’idée que l’épaississement crustal évident dans les Andes Occidentales a été acquis par accrétions magmatiques fournit en effet une solution simple au paradoxe — apparent — d’une orogenèse majeure qui s’y est développée en l’absence de raccourcissement significatif. Des observations anciennes pleines de discernement Pour toutes les raisons exposées ci-dessus, le magmatisme m’apparaissait désormais comme la clé des Andes Centrales. Jusqu’alors peu familier de ce vaste domaine des Sciences de la Terre, j’avais entrepris dès 2001 une autoformation dans les disciplines correspondantes, qui complétait les enseignements informels que mon collègue Gabriel Carlier m’avait dispensé à partir de 1997 en France et au Pérou.56 La lecture intensive de publications et de cours touchant au magmatisme, aisément disponibles sous forme électronique, me fit découvrir la richesse et la fécondité des disciplines de ce domaine, dont je n’étais alors hélas pas tout à fait conscient. L’emprise exercée de fait par tectoniciens et sismo-tectoniciens dans l’interprétation géologique des Andes Centrales avait en effet conduit à marginaliser l’idée que le magmatisme andin pouvait avoir contribué substantiellement à l’épaississement crustal, et donc à réduire l’intérêt que des non-spécialistes auraient pu lui porter. Le texte de B. L. Isacks (1988) cité à la page 13 ci-dessus est éloquent à ce sujet. En effet cet auteur y écarte très sommairement l’hypothèse d’un rôle du magmatisme dans l’épaississement crustal des Andes Centrales en invoquant le raccourcissement qui y a été mis en évidence par de nombreux auteurs. Isacks ignorait cependant, ou omettait de mentionner, d’une part qu’un raccourcissement important ne s’observe que dans la moitié orientale des Andes, et, d’autre part que d’autres auteurs avaient souligné la faiblesse ou l’absence de raccourcissement tectonique dans leur moitié occidentale (James, 1971b ; Myers, 1975 ; Mégard, 1978 ; Tosdal et al., 1984). L’interprétation proposée par Isacks (1988) apparaissait de ce fait profondément biaisée, puisqu’elle généralisait indûment le raccourcissement observé dans la moitié orientale de l’orocline des Andes Centrales (CAO) à l’ensemble de ce segment.

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L’idée que l’oubli d’un facteur entraîne nécessairement une erreur a été reprise et soulignée par Albert Camus : « L’erreur vient toujours d’une exclusion, dit Pascal » (interview par Émile Simon, La revue du Caire, 1948 ; reprise dans Essais, Gallimard, 1965, p. 379). 56 Gabriel Carlier m’a accueilli à Lima en 1985 et 1988, et au fil des années a contribué à me familiariser avec la géologie du Pérou alors que je ne connaissais pratiquement que celle de la Bolivie. Après m’avoir présenté en 1997 la géologie du sud du Pérou sur le terrain, il m’a fait bénéficier de ses multiples connaissances, tant sur la région que sur les phénomènes magmatiques en général, au cours des années qui ont suivi. Conscient de ce que je dois à notre collaboration, je tiens à lui exprimer ici ma profonde reconnaissance.

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Une relecture attentive de Lyon-Caen, Molnar & Suárez (1985) aboutit à une conclusion similaire : en se basant simplement sur les caractéristiques d’un profil gravimétrique à travers les seules Andes Orientales de Bolivie, ces auteurs ont en effet proposé que l’ensemble des Andes avaient pu être édifiées par raccourcissement tectonique. En plus de son caractère sensiblement ad hoc, cette interprétation généralisait ainsi à l’ensemble de la chaîne des traits propres aux seules Andes Orientales.

Je crois à peine exagéré d’écrire que, dans l’esprit de la plupart des tectoniciens, le magmatisme andin ne représente visiblement pas autre chose qu’un phénomène secondaire, presque anecdotique, voire parasite, dont la seule utilité est, en pratique, de fournir des datations absolues. Ce point de vue contrastait évidemment à l’extrême avec les conclusions de James (1971b), Thorpe et al. (1981), Tosdal et al. (1984), Kono et al. (1989), James & Sacks (1999), etc. (p. 45-47), pour qui le fonctionnement de l’arc magmatique est fondamentalement à l’origine de l’épaississement crustal sous la Cordillère Occidentale. Confronté aux contradictions qui étaient devenues flagrantes entre le modèle dominant et la réalité géologique, je m’étais en effet replongé dans la littérature, et notamment dans les articles qui avaient été écartés, « mis à l’index », ou tout simplement ignorés, par la communauté « chevauchementiste » qui formait mon entourage professionnel. Chez une poignée d’auteurs hélas dédaignés, je « découvris », non sans un certain étonnement57, que nombre d’observations qui me semblaient des clés pour comprendre les Andes Centrales avaient été décrites et soulignées auparavant, et que des raisonnements semblables aux miens avaient déjà été tenus et publiés. Il n’est sans doute pas inutile de citer in extenso certains passages-clés de : • James (1971b) : « The […] conclusion, that most of the Western Cordilleran rocks are derived from the subduction zone or mantle beneath the crust, is partly conjecture but is supported by evidence of large volumetric additions to the crust. Specifically, well-documented tensional deformation of the Western Cordillera (Katz, 1970 ; Kausel & Lomnitz, 1968) indicates that crustal dilatation has accompanied volcanism and magmatic intrusion. In the Eastern Cordillera, on the other hand, crustal shortening by folding and thrust faulting has probably been the major factor in crustal thickening. » • Myers (1975), après avoir souligné la faiblesse du raccourcissement observable dans la moité occidentale des Andes du Pérou central, abordait aussi la question de la déformation observable et allait jusqu’à proposer qu’elle résulte du développement de l’arc : « [T]he Peruvian Andes provide no evidence of the widespread, strong deformation which might be expected in a tectonic belt widely held to overlie a zone of oceanic subduction. » « In Peru the relative rigidity of the continent enabled it to float intact on the weaker oceanic crust which was deflected beneath it, and only weak tensile and compressive stresses were intermittently transmitted through the continental margin, causing oscillations of the crustal blocks. The steep fault and shear zones which bound the main crustal blocks are parallel with similar structures which were active during late Palaeozoic and early Mesozoic time […]. » « [In the western block, t]he anticlines are mostly broad and open whereas the synclines are narrow and tight. » « These belts of deformation may be the upward expression of major shear zones in the crust below, which partly controlled the edges of the rising batholith and were channels of high heat flow from the rising plutons. » « [The western b]lock was underlain by rising magmas of the Coastal Batholith and the folds represent the high penetration of ductile deformation above steep, basement shear zones 57

Car j’avais déjà lu ou parcouru plusieurs de ces articles des années auparavant sans y détecter les informations qui maintenant me paraissaient essentielles. Le souvenir de mon ancien manque d’intérêt pour ces articles pourtant remarquables finissait ainsi de me convaincre, à mes propres dépens, que personne n’est à l’abri des effets pernicieux des biais cognitifs.

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associated with the rise of the batholith through the block. » « The batholith is a tabular complex of plutonic rocks, 50 km-wide and about 15 km-thick which extends for over 1,100 km along the eastern part of the (western block). » « (More to the east,) the folds flowed eastwards under the influence of gravity. » • Tosdal et al. (1984) : « Many workers would now accept, from the general predominance of extensional tectonics and epeirogenic uplift in the region, that crustal thickening has been the result largely of the introduction of magma […], rather than of either gross shortening or a simple change in the angle of the subducted slab […]. » • Kono et al. (1989) : « In the western half of the Central Andes, a substantial amount of magma has been added to the crust from below, thickening the crust and raising the plateau without severely distorting the geologic formations. » « The model of [Suárez et al., 1983] overestimates the importance of reverse fault motion under the Eastern Cordillera and attributes the entire crustal thickening to the repeated jump of the location of reverse faulting to the east. This model is apparently inconsistent with the near absence of deformation of layers in the Altiplano and the Western Cordillera. » « As shown by the detailed gravity measurements [Fukao et al., (1989)], the Western Cordillera is essentially in isostatic equilibrium, whereas the Eastern Cordillera has heights of about 1000 m larger than its equilibrium values. Together with the paucity of evidence of faulting and folding in the strata, this indicates that at least the Western Cordillera and the Altiplano experienced an uplift without much deformation. » • James & Sacks (1999) : « [I]mportant variations occur within the Andes at all scales along strike such that even within specific Andean provinces models are of necessity oversimplified and inherently inapplicable to any other regions of the Andes. Thus, for example, varying emphasis has been placed on the relative roles of deformation and magmatism in the building of the Andean edifice: some workers, (e.g. Sheffels, 1990; Isacks, 1988), hold that virtually all Andean crustal formation and uplift is driven by horizontal foreshortening along great thrust decollements that span the Andes; others suggest that the eastern altiplano, eastern ranges, and subandes have evolved by crustal foreshortening, whereas the western altiplano and the western cordillera have evolved in significant measure by magmatic addition to or underplating of the crust (e.g. James, 1971b; Tosdal et al., 1984; Kono et al., 1989; Schmitz, 1994). Other workers, particularly those studying mantle anisotropy, place relatively greater emphasis on mantle flow (e.g. Russo and Silver, 1994) and dynamical uplift. » « [T]he crustal thickness of the altiplano and eastern cordillera can be explained [by tectonic shortening], but there remains a deficit of 30 km of crustal material beneath the western altiplano and the western cordillera which Schmitz concludes could be due to magmatic addition, consistent with James (1971b) […]. Similar results to those of Schmitz have been obtained by Toth et al. (1996) for Bolivia and Argentina at latitude around 22°S. They measure a total of 110 km of shortening, sufficient to generate the observed topography and Bouguer anomalies across the eastern cordillera and subandean zone, but short by 140 km of producing the necessary topography and Bouguer anomalies across the western cordillera. Such a discrepancy requires either a separate (and largely unobserved) Neogene shortening episode in the western cordillera or is due to crustal thickening by magma addition or underplating (Toth et al., 1996; Tosdal et al., 1984). » « Kono et al. (1989) tentatively concluded on the basis of gravity surveys and geologic data that virtually all of the crustal thickening in the western cordillera has been magmatic whereas virtually all of the thickening in the eastern cordillera has been due to foreshortening. This conclusion is in basic agreement with the arguments presented above. Moreover, the estimates of crustal addition (about 20 to 30 km) from magmatic sources in the western cordillera are not inconsistent with more recent balanced crosssection modeling of Schmitz (1994). The balanced cross-section he obtains for the southern central Andes shows that about 20 or 30 km of material could have been added to the western cordillera and western altiplano through magmatic addition to the crust, underplating, or some other accretionary process not involving crustal foreshortening. » « The crustal structure of the main volcanic arc has developed chiefly by magmatic addition to continental crust that may already have been thickened by previous Andean magmatic and tectonic activity. The crust of the

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intracratonic altiplano has thickened by a combined process of sediment accumulation from the adjacent cordillera, foreshortening along its eastern margin, and magmatic addition. The crust beneath the eastern cordillera has evolved largely through crustal foreshortening, most of which occurred during the past 45 my. Uplift in the eastern ranges may have been the result of both crustal thickening and, possibly, hotter, more buoyant, mantle. » Les auteurs cités ci-dessus mettaient l’accent sur la faiblesse du raccourcissement tectonique et le caractère volumineux du magmatisme dans les régions occidentales des Andes. D’autres auteurs, bien que partisans de l’idée que les Andes Centrales ont été principalement édifiées par raccourcissement tectonique, avaient également reconnu que le magmatisme a contribué significativement à l’épaississement crustal sous la Cordillère Occidentale. Ainsi : • Schmitz (1994) : « […] the actual deeper crust of the forearc and the Western Cordillera, nearly 20 % of the whole crustal volume, cannot be explained by […] crustal shortening […]. [T]he Western Cordillera […] is characterized by reduced seismic velocities and the absence of observations from the lower crust […]. But seismic data from the western margin of the Western Cordillera and gravity data […] give evidence for an at least 70-km-thick crust with material characterized by crustal densities. Partially melted zones, caused by ascending hot fluids from the dehydration process of the Nazca plate or magma chambers in the deeper crust where crustmagma interactions as a MASH-type process (melting-assimilation-storage-homogenization)58 take place […], can explain the reduced seismic velocities and densities of this crustal level. Thus magmatic addition, derived from the subducted oceanic lithosphere and the asthenospheric wedge […], may contribute to the actual crustal thickness beneath the Western Cordillera. Isacks [1988] argues against a significant magmatic addition as contribution to the thickening of the Andes. He sees thermal thinning of the lithosphere and crustal shortening as the main forces that produced the thickened crust of the Andes. » • Lamb & Hoke (1997) : « Addition of mafic melts beneath the Western Cordillera appears to have been a first-order mechanism of crustal growth, contributing up to ~40% of the crustal thickening. Smaller amounts of magmatic addition seem to have occurred beneath the Altiplano and Eastern Cordillera. » • Haschke & Günther (2003) : « […] applying the relative proportions of tectonic vs. magmatic crustal thickening derived from the Late Cretaceous to late Eocene arc (~2:1) to the modern Central Andean volcanic arc helps to account for the deficit of as much as 30% in the observed crustal thickening of the Central Andes. »

Tous ces auteurs avaient en commun d’observer que la croûte des Andes Centrales est particulièrement épaisse autour de l’arc, et qu’on n’y observe pas de raccourcissement — ou du moins un raccourcissement insuffisant pour expliquer cette épaisseur. Non sans raison, ils estimaient que cette coïncidence géographique était signifiante et en déduisaient logiquement qu’une accrétion magmatique substantielle avait dû avoir lieu au niveau de l’arc. Le moins que l’on puisse dire, c’est que cette argumentation simple n’a pas beaucoup convaincu au sein de la communauté géologique andine : la coïncidence — pourtant troublante — entre l’arc magmatique, l’épaisseur maximale de la croûte, et la faiblesse du raccourcissement n’a pas été jugée digne de retenir l’attention. Je montrerai dans la deuxième grande partie de ce mémoire qu’en sus de cette coïncidence géographique, il existe en fait une coïncidence chronologique tout aussi troublante, à savoir que l’épaississement crustal a été acquis à des époques caractérisées par des phénomènes magmatiques très particuliers.

58

Voir aussi plus loin p. 83.

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Un troisième paradigme : l’« andesite model » ne vaudrait-il pas aussi pour les Andes ? L’idée initiale que l’épaississement crustal sous la Cordillère Occidentale résultait du fonctionnement de l’arc magmatique reposait sur une analyse objective de l’architecture des Andes du sud du Pérou et sur ce qu’on savait alors de leur évolution. L’exploration de la littérature plus générale me révéla que cette interprétation se faisait en fait l’écho d’un paradigme valide mais absolument étranger aux traditions centrées sur les études tectoniques. Ce paradigme, que je nommerai ici le « paradigme taylorien » puisqu’il a été formulé par Stuart R. Taylor dès 1967, considère que les « arcs orogéniques », c’est-à-dire les arcs associés aux zones de subduction, sont les contextes privilégiés de génération et de croissance de la croûte continentale. Avant même la formulation cohérente de la tectonique des plaques, Taylor avait en effet déduit de données géochimiques (Fig. 19) que les « aires continentales croissent principalement dans les domaines orogéniques par l’addition d’andésites et de roches calcoalcalines associées », étant donné que « la composition moyenne de la croûte continentale est proche de celle d’andésites calco-alcalines ou orogéniques. »59 L’idée que la croûte continentale a été en grande partie générée par l’activité d’arcs de subduction au cours de l’histoire de la Terre est très largement admise aujourd’hui : confirmée par de nombreuses études indépendantes, elle apparaît en pratique comme une évidence (e.g., Taylor & McLennan, 1985, 1995 ; Rudnick, 1995 ; Rudnick & Fountain, 1995 ; Arculus, 1999 ; White, 2001 ; Brown & Rushmer, 2006 ; Davidson & Arculus, 2006 ; McLennan et al., 2006 ; etc.), même si l’accrétion tectonique de plateaux océaniques le long de segments de zones de subduction, suivie du développement d’un arc le long de leur marge, aurait également participé à la croissance de la croûte continentale au cours de l’histoire de la Terre (e.g., Albarède, 1998 ; Stein & Ben-Avraham, 2007 ; etc., avec les réserves formulées par McLennan et al. [2006] et Davidson & Arculus [2006]).

K

Pb croûte continentale

Ta Nb andésite d’arc

Figure 19 (empruntée à White, 2001 ; voir aussi la Fig. 21). Comparaison des concentrations en éléments incompatibles d’une andésite siliceuse de l’arc de Banda (triangles rouges) avec le champ des concentrations estimées pour la croûte continentale (domaine grisé). Les deux spectres ont notamment en commun un appauvrissement relatif en Nb et Ta, et un enrichissement relatif en Pb. L’« andesite model » initialement formulé par Taylor (1967) pour expliquer l’origine de la croûte continentale, et raffiné depuis (e.g., McLennan et al., 2006 ; Arculus, 2006), repose notamment sur la grande similitude de ces spectres.

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« Continental areas grow mainly by the addition of andesites and associated calc-alkaline rocks in orogenic areas. […] The overall composition of the continental crust is close to that of calc-alkaline or orogenic andesites. » (S. R. Taylor, The origin and growth of continents. Tectonophysics 4 : 17–34, 1967.)

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Le modèle de génération de croûte continentale formulé par Taylor (1967) est communément désigné par la locution « andesite model », du fait que la croûte continentale a une composition moyenne d’andésite d’arc.60 La notion que les orogènes d’arc se forment par accrétion magmatique est aujourd’hui largement admise dans les contextes d’arc océanique (e.g., Tatsumi & Stern, 2006), et également dans les arcs continentaux (e.g., Lee et al., 2006, 2007). La subduction entraîne en effet une libération de fluides depuis divers niveaux de la plaque subduite (e.g., Rüpke et al., 2002), qui, à partir d’une profondeur qui peut varier entre 65 et 130 km (England et al., 2004), rendent possible la fusion partielle du manteau par abaissement du solidus. La matière ainsi extraite du manteau (et, dans une bien moindre mesure, de la plaque subduite) est transférée à la base ou directement au sein de la croûte sus-jacente, et y évolue sous l’effet de processus magmatiques classiques (cristallisation fractionnée, fusions secondaires, assimilation et autres interactions avec l’encaissant, etc.) tandis que les résidus de fusion les plus mafiques se concentrent sous le Moho — discontinuité sismologique qu’ils contribuent à définir —, c’est-à-dire sous la base sismologique de la croûte, et de là sont généralement recyclés à terme dans le manteau sous-jacent (e.g., Rudnick, 1995 ; Davidson & Arculus, 2006). Ce transfert de matière entraîne une croissance du volume de la croûte, et donc contribue à l’épaississement de celle-ci dans les cas où elle n’est pas soumise à un étirement concomitant trop important (la croûte se comportant de façon ductile à des profondeurs supérieures à 13-18 km, elle peut toutefois fluer latéralement en cas d’épaississement ou d’amincissement). Il faut souligner que, pour les magmaticiens et les spécialistes de la croûte continentale, le paradigme taylorien est tout aussi évident que le paradigme molnarien l’est parmi les tectoniciens andins, au point que les premiers parlent communément de « l’usine Subduction » (subduction factory), dont la production principale et ultime consiste en des matériaux de compositions variables mais typiques de diverses régions de la croûte continentale.61 Etant donné que les matériaux primaires extraits du manteau par le magmatisme d’arc possèdent des compositions essentiellement basaltiques, des processus magmatiques secondaires sont requis pour produire des compositions typiques de la croûte continentale, ce qui ne peut se faire que par la production concomitante de résidus mafiques à ultramafiques, leur ségrégation par densité sous la base de la croûte, puis leur élimination par recyclage dans le manteau ; de tels résidus sont observés à la base des arcs exhumés du Kohistan et de Nouvelle-Zélande, et sous forme de xénolithes (Davidson & Arculus, 2006). Sans le formuler explicitement, puisqu’il n’aborde pas nommément la question de la formation des chaînes de montagne, le paradigme taylorien implique cependant que les orogènes de subduction résultent, au moins en partie, de l’activité d’un arc magmatique. Par cette activité, de la matière est transférée du manteau dans la croûte de la plaque supérieure, et contribue ainsi à sa croissance (verticale comme horizontale) et donc à son épaississement (sauf étirement concomitant suffisant). En d’autres termes, les arcs magmatiques générés et entretenus par la subduction semblent parfaitement capables, à eux seuls, de fabriquer des orogènes. G. C. Brown a d’ailleurs reconnu dès 1977 que la matière des batholithes des marges actives « récentes » est d’origine mantellique et que l’« énorme » épaisseur crustale qui leur est associée a été générée sans raccourcissement tectonique, impliquant que l’épaississement a été acquis par une accrétion magmatique, dont ces batholithes sont les témoins dans la croûte supérieure : 60

Il est assez ironique que le nom même de cet « andesite model » renvoie en définitive vers les Andes, où ce type de roche est si abondant que von Buch (1836) en avait tiré le nom, alors que ce modèle y a jusqu’à présent connu aussi peu de succès. 61 Au point qu’il peut être rappelé dès la première phrase d’un article ; par exemple chez Kodaira et al. (2007) : « The process by which continental crust has formed is not well understood, though such crust mostly forms at convergent plate margins today. »

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« ’Granite’ batholiths of recent destructive margins have strontium isotopes inconsistent with crustal fusion. Associated enormous crustal thicknesses are produced without compressive shortening. These features necessitate accretion by vertical addition of predominantly mantlederived calcalkaline intrusive and extrusive magmas. »

L’aveuglement de la tradition tectonicienne Le paradigme taylorien, qui permet d’envisager des épaississements crustaux et donc l’édification d’orogènes par des processus magmatiques, contraste de façon saisissante avec le paradigme molnarien, selon lequel, répétons-le encore, « pratiquement toutes les principales chaînes de montagnes du monde résultent d’un raccourcissement crustal. »62 Le fait que les tectoniciens se sont jusqu’à présent efforcés de donner de tous les grands orogènes une interprétation collisionnelle reflète à mon sens cette « obsession de l’Himalaya » que j’ai mentionnée auparavant. Pourtant un orogène véritablement collisionnel, au sens strict du terme, résulte de la collision de deux masses continentales, cas de figure dans lequel les Andes Centrales n’entrent pas. Il devient ainsi préférable de ne plus confondre les types d’orogènes et donc d’effectuer des distinctions parmi eux, et notamment entre orogènes de type himalayen, strictement collisionnels, c’est-à-dire où deux masses continentales ont interagi tectoniquement, et orogènes de type « andin » (c’est-à-dire sur le modèle des Andes Centrales), où le magmatisme produit par une subduction océan-continent a contribué à épaissir la croûte dans la région de l’arc (Brown, 1977 ; Brown & Rushmer 2006 ; Sempere et al., 2008 ; voir la troisième grande section de ce mémoire). La distinction opérée dès 1977 par G. C. Brown est éloquente à cet égard : « From seismic and gravity data (...) it is well established that continental crustal thicknesses at destructive margins are much greater than average. In the central Andes, for instance, the crust reaches a maximum of 70 km thickness beneath the volcanic Cordillera, whereas 35 km is more typical of inactive regions. How does the crust locally acquire this great thickness? There are two possibilities: (1) crustal shortening whereby material is piled up due to laterally compressive forces produced where two plates are colliding and (2) thickening due to the addition of material vertically from the underlying mantle. Unlike continent-continent convergence zones, such as the Alps and Himalayas where strong compressive folding and overthrusting are in evidence, the field data from active ocean-continent boundaries, the sites of Cordilleran batholiths, reveal a striking lack of compressive tectonics. The intrusion of the Peruvian granites apparently created a tensional stress regime opening fracture systems which were the sites of block faulting, vertical movements and even possibly crustal extension rather than shortening. »

Face à cette opposition, je mesurais à quel point la géologie des Andes Centrales avait été et restait dominée par une pesante tradition « tectonicienne » — que ce soit sous l’un de ses avatars « phasiste » ou « chevauchementiste » —, et à quel point pratiquement tous les géologues andins, moi-même y compris, en étions imprégnés. Je réalisais que nous, et les tectoniciens les premiers, nous étions très généralement montrés indifférents et imperméables, voire réfractaires, aux aspects magmatiques de l’orogène qui était notre objet d’étude, malgré l’évidente omniprésence du magmatisme et les énormes volumes impliqués. Je comprenais que la plupart des spécialistes des Andes Centrales tenaient en fait à ne raisonner qu’en termes de déformation compressive, et ignoraient ou écartaient systématiquement l’idée d’une croissance crustale par additions magmatiques, concept dont ils n’étaient pas familiers et parfois même complètement ignorants. Dans certains cas j’ai même observé, encore récemment, que certains 62

Molnar & Lyon-Caen, 1988.

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tectoniciens vont jusqu’à quitter la salle lorsqu’une discussion scientifique aborde le thème du magmatisme andin : d’ordinaire seulement latent, le sectarisme disciplinaire est alors patent. Cependant, la question de la fabrication et de la croissance de la croûte continentale étant l’affaire des géochimistes et des magmaticiens, et non celle des tectoniciens, il est compréhensible que beaucoup parmi ces derniers en ignorent — souvent involontairement — les tenants et les aboutissants. On se trouve ainsi une nouvelle fois en présence d’un problème d’intercompréhension entre disciplines, qui est semble-t-il particulièrement manifeste dans les Andes. J’ai « découvert » tardivement qu’un diagnostic similaire au mien avait en fait déjà été porté par James & Sacks (1999) : « It should be self-evident that all models of Andean formation are colored by an author’s field of specialization and, particularly, his/her region of study. »

Ces auteurs soulignaient également à ce sujet que le paradigme molnarien était contredit dans le sud du Pérou par la réalité géologique directement observable : « There has developed over the past decade an impressive literature around the thesis that the Andes mountains are a collisional feature, formed mostly by strongly compressional foreshortening (e.g. Isacks, 1988; Sheffels, 1990; Molnar and Lyon-Caen, 1988; Suárez et al., 1983). Much of the thinking along these lines is summarized by Molnar and Lyon-Caen (1988, p. 180) who assert that “virtually all major mountain ranges in the world are a consequence of crustal shortening”. They describe in terms of elementary physical models the mechanisms by which compressional mountains will grow in width after they have reached a certain limiting elevation determined by the magnitude of the forces driving convergence. These models, derived from elementary physical principles, have served as a basis for the notion that characteristics such as the width of the central Andes are prima facies evidence for extraordinary degrees of crustal foreshortening and pervasive deformation. In this paper we have shown that the deformation has not migrated over time from western cordillera across the altiplano to eastern cordillera and finally into the subandean zone as predicted by simple models of mountain building, but instead has occurred primarily along ductilized zones within the easternmost altiplano, eastern cordillera, and subandean ranges. The style of deformation and its spatial and temporal distribution within the central Andes is more consistent with its being controlled by internal factors. Primary among these is changing slab morphology and its influence on lithospheric hydration and asthenospheric flow. As we have shown, this accounts for a number of rather “anomalous” observations: volcanism and uplift spreading from east to west in Neogene time; the existence of the Inner Arc characterized by high heat flow and widespread crustal anatexis and high crustal conductivity; thinner crust and smaller Bouguer anomalies over the eastern cordillera relative to the western cordillera; and concentration of crustal foreshortening in the easternmost altiplano, eastern cordillera, and the subandean zone, with comparatively little to the west. »

Envisagé sous l’angle du paradigme taylorien, le contraste observé entre Andes Orientales et Andes Occidentales traduit simplement le fait que les premières ont été structurées par un raccourcissement tectonique, tandis que les secondes résultent d’un épaississement crustal d’origine principalement magmatique. Les Andes Orientales sont donc des « Andes tectoniques », tandis que les Andes Occidentales apparaissent comme des « Andes magmatiques » (Fig. 20), selon un schéma similaire à celui proposé par Kono et al. (1989). Dans cette optique les « Andes tectoniques » paraissent résulter de l’interaction des « Andes magmatiques » avec le craton sud-américain stable. Il est probable que les hétérogénéités subverticales d’échelle lithosphérique détectées dans la moitié sud du Pérou (voir ci-dessus p. 35-36 ; Figs. 9, 10 ; Dorbath et al., 1986, 1993 ; Sempere et al., 2002b, 2004b ; Carlier et al.,

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2005) correspondent à des interfaces subverticaux où cette interaction tectonique s’est produite (et s’y produit encore, étant donné la sismicité associée). Les données tectoniques et magmatiques disponibles dans l’Altiplano et la Cordillère Orientale du sud du Pérou et de l’ouest de la Bolivie plaident en faveur d’une origine transpressive de la Cordillère Orientale, comme l’avait bien compris Claude Martinez63 dès 1993 (Fig. 10).

Figure 20. Partition approximative des Andes Centrales entre Andes Occidentales (« Andes magmatiques ») et Andes Orientales (« Andes tectoniques »). Les Andes Occidentales (avant-arc, arc ou Cordillère Occidentale [WC], et sud-ouest de l’Altiplano) se caractérisent par un raccourcissement tectonique faible à insignifiant et une croûte qui atteint ses épaisseurs maximales sous l’arc (Figs. 14 à 17), tandis que le raccourcissement est évident et substantiel dans les Andes Orientales (nord-est de l’Altiplano, Cordillère Orientale [EC], ceinture subandine). Ce contraste implique que l’épaississement crustal a principalement été acquis par accrétion magmatique dans les Andes Occidentales, et par raccourcissement tectonique dans les Andes Orientales — d’où les termes respectifs « Andes magmatiques » et « Andes tectoniques ». Dans le sud du Pérou et l’ouest de la Bolivie, la limite entre Andes magmatiques et Andes tectoniques est marquée par le système de failles UrcosAyaviri-Copacabana-Coniri (SFUACC), d’échelle lithosphérique (cf. Figs. 8, 10), mais pourrait être plus transitionnel dans d’autres régions. La zone hachurée indique approximativement la ceinture qui a été apparemment affectée par un raccourcissement cénozoïque antérieur à ~30-25 Ma (mais pas depuis). L’apex de la meseta volcanique de Los Frailes se situe ~280 km à l’est du front volcanique actuel.

Les Andes sont liées par un autre aspect à la question de la génération de la croûte continentale. Il se trouve en effet que les compositions des roches ignées relativement récentes des Andes Centrales sont comparables aux compositions moyennes de la croûte continentale en termes d’éléments majeurs et traces, et, dans une moindre mesure, de rapports isotopiques (Fig. 21 ; Davidson & Arculus, 2006). Il semble cependant que les magmas andins ont une composition de croûte continentale parce que, s’agissant d’un arc continental, ils ont beaucoup 63

La publication de l’interprétation tectonique de ce co-auteur de Dorbath et al. (1993) souleva un tollé dans la communauté « chevauchementiste » française, auquel je regrette profondément d’avoir moi-même participé. Cette interprétation s’opposait en effet à l’idée alors dominante, à savoir que la Cordillère Orientale résulte d’un raccourcissement horizontal pur obtenu par le jeu de chevauchements connectés en profondeur à des décollements subhorizontaux. Elle reposait pourtant sur l’observation objective d’une hétérogénéité subverticale d’échelle lithosphérique (Fig. 9). Aujourd’hui convaincu que cette interprétation est essentiellement correcte vu les données pluridisciplinaires régionales, je la reprends dans ce mémoire.

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interagi avec la croûte ancienne qui lui sert de soubassement (e.g., Hildreth & Moorbath, 1988 ; Davidson et al., 1991 ; Mamani et al., 2010 ; p. 86-88).

Figure 21 (diagrammes empruntés à Davidson & Arculus, 2006). A : Compositions en Ca et Mg de roches ignées d’arcs insulaires et andines, comparées à des estimations concernant les croûtes continentale et d’arc insulaire « moyennes » et les magmas primitifs d’arc. B : Compositions de roches magmatiques andines en éléments-traces (rangés par ordre d’incompatibilité décroissante) comparées avec des estimations de la composition de la croûte continentale moyenne.

Volumes, taux, et épisodicité de la croissance crustale À la décharge de la tradition tectonicienne, il faut cependant mentionner que Francis & Hawkesworth (1994), malgré les calculs de Kono et al. (1989), avaient conclu à un taux d’addition magmatique à la croûte andine de seulement ~13 km3/Myr.(km d’arc), apparemment insuffisant pour expliquer le volume orogénique des Andes Centrales, et avaient donc explicitement conforté l’interprétation proposée par Isacks (1988). Mais ces auteurs reconnaissaient qu’il était difficile de contraindre les taux concernant le volcanisme ignimbritique, les ratios entre volumes plutoniques et volcaniques, et la part de la matière extraite du manteau. Dans le cas du magmatisme andésitique, par exemple, ils ont estimé que le volume plutonique est équivalent à seulement 1.5 fois le volume des laves, ce qui paraît très faible. Dans le cas du volcanisme ignimbritique, ils ont estimé que le volume des produits pyroclastiques représente le dixième du magma resté en profondeur, mais, en dehors de quelques traditions, il n’existe pas de contraintes précises à ce sujet. De Silva & Gosnold (2007) montrent que le volcanisme ignimbritique actif entre ~10 et 4 Ma s’est caractérisé par de grands épisodes éruptifs tous les ~2 Myr, et considèrent qu’il reflète la mise en place contemporaine d’un batholithe felsique dans la croûte supérieure : pour ces seuls produits magmatiques, ces auteurs obtiennent des taux (épisodiques) d’extrusion de 4 000 à 12 000 km3/Myr, et des taux d’intrusion de 12 000 à 60 000 km3/Myr (en supposant un ratio des volumes plutoniques aux volumes volcaniques compris entre 3 et 5). Les taux concernant le plutonisme sont de l’ordre de grandeur de ceux publiés pour d’autres régions du monde, mais ceux concernant le volcanisme leur sont supérieurs d’un ordre de grandeur. De Silva & Gosnold (2007) considèrent que ces volumes ont été générés par l’activité de centres magmatiques espacés de 50 à 100 km, ce qui conduit à calculer des taux « linéaires » épisodiques compris entre 40 et 240 km3/Myr.(km d’arc) pour le volcanisme ignimbritique, et 120 et 1200 km3/Myr.(km d’arc) pour le plutonisme correspondant. Toutefois, le taux moyen d’extrusion sur la période considérée est de l’ordre de 1000 km3/Myr.(km d’arc), ce qui

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correspond à un taux « linéaire » moyen de 10 à 20 km3/Myr.(km d’arc) pour le volcanisme et de 30 à 100 km3/Myr.(km d’arc) pour le plutonisme (avec les hypothèses mentionnées), soit un taux moyen total de 30 à 120 km3/Myr.(km d’arc). Bien que de Silva & Gosnold (2007) n’abordent pas la question du taux d’addition magmatique à la croûte, et que ces chiffres incluent en partie un recyclage de celle-ci, on note que leurs estimations sont de beaucoup supérieures à celles de Francis & Hawkesworth (1994), d’autant plus qu’elles ne concernent que le magmatisme felsique et la croûte supérieure. D’autres auteurs n’ont pas hésité à rejeter les calculs de Francis & Hawkesworth (1994), en insistant notamment sur l’ignorance dans laquelle nous sommes quant au volume et au sort des magmas mafiques intrudés dans la croûte inférieure et responsables de la fusion crustale manifestée entre autres par les ignimbrites andines. Il semble également évident que le rapport des volumes plutoniques aux volumes volcaniques n’a pu qu’augmenter à mesure que la croûte s’épaississait, puisqu’il devenait ainsi toujours plus difficile à des magmas extraits du manteau de parvenir à la surface. Je partage les analyses de deux articles qui, en particulier, ont bien cerné les faiblesses des arguments avancés par Francis & Hawkesworth (1994) en faveur du modèle d’Isacks (1988) : • Sandeman et al. (1995) : « These arguments, however, are based mainly on the inferred volumes of volcanic material comprising the Cenozoic arcs, and downplay the voluminous mantle- and crust-derived intrusive components that are inferred to occur in the orogenic crust underlying the arc (cf. the Coastal Batholith of the dissected Peruvian orogenic arc). In particular, no account is taken of the probably still-larger volume of mantle-derived magma responsible for crustal anatexis but retained in the lower crust […]. » • James & Sacks (1999) : « Enormous volumes of intrusive and extrusive material were added to the crust of the main (calc-alkaline) volcanic arc during major magmatic episodes that occurred in Cretaceous and in Neogene times. Although only volcanic products of the late Cenozoic cycle can be observed at present in the main arc, it is almost certain that large magma volumes, perhaps orders of magnitude greater than the observed volumes of extrusive materials (e.g., Francis and Rundle, 1976, Kono et al., 1989), are also intruded into or ponded in the crustal section. There is evidence from independent studies that even in active volcanic eruptions, large volumes of magma may never reach the surface (Linde et al., 1996). It is, in fact, not clear that most magmas (and certainly not mafic magmas) will have sufficient buoyancy to ascend to the surface when elevations are 5 km or more. Even intermediate magmas may remain in the lower or middle crust as plutonic bodies. All calc-alkaline lavas of the central Andes are highly fractionated relative to typical island arc subduction zone lavas and there is overwhelming evidence that they have undergone extensive assimilation and fractional crystallization [AFC 64] while in the crust (e.g. James, 1982; Hildreth and Moorbath, 1988). This, too, is a further indication that large volumes of crystal cumulates and occluded magma bodies must remain in the deeper crust. Finally, erosion has unroofed the massive Andean batholith that formed beneath the Cretaceous volcanic arc providing direct evidence that very large volume plutonic bodies form in the upper crust beneath the volcanic edifices. The batholiths of the Cretaceous arc are volumetrically several times greater than the associated volcanic products based simply on the area of plutons observed at the surface (e.g. Francis and Rundle, 1976). All of these factors point to very large volumes of magma having been added to the crust along the western cordillera. »

D’une façon plus générale, la question des volumes et des taux de croissance de la croûte continentale le long des arcs magmatiques demeure très débattue, du fait de la difficulté qu’il y a à isoler et quantifier les différents processus qui interviennent dans la transformation des matériaux mafiques extraits du manteau en diverses roches crustales (e.g., Davidson & 64

Voir aussi plus loin p. 83.

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Arculus, 2006). Dans leur étude pionnière, Reymer & Schubert (1984) aboutissaient à un taux moyen de croissance crustale de 20–40 km3/Myr.(km d’arc) le long d’arcs de subduction relativement récents (Fig. 22). Cependant, des estimations réalisées dans l’arc, très étudié, des îles Izu-Bonin ont conclu à des taux de croissance beaucoup plus élevés : 30–95 (Dimalanta et al., 2002), ~120–180 (Stern & Bloomer, 1992), voire ~200 km3/Myr.(km d’arc) (Davidson & Arculus, 2006). Pour l’arc des Aléoutiennes, Jicha et al. (2006) ont conclu à un taux de croissance de 182 km3/Myr.(km d’arc) qui est 3 à 7 fois supérieur aux estimations antérieures. En outre, l’ensemble des études disponibles montre bien que le taux de croissance crustale varie longitudinalement et au cours du temps dans le même arc, et bien sûr d’un arc à l’autre. Beaucoup d’auteurs mettent d’ailleurs l’accent sur le caractère épisodique de la croissance crustale dans les arcs magmatiques et notamment dans les Andes Centrales (e.g., Davidson & Arculus, 2006 ; de Silva & Gosnold, 2007). En outre, Reymer & Schubert (1984, et surtout 1986) mentionnaient pour certains arcs des taux apparents de croissance crustale bien supérieurs à leur estimation « moyenne » de 20 à 40 km3/Myr.(km d’arc), pouvant aller jusqu’à ~310 km3/Myr.(km d’arc) pour l’arc néoprotérozoïque tenu pour responsable de la formation du bouclier arabo-nubien.

Figure 22. Taux d’accrétion magmatique en fonction de sa durée et des volumes produits, dans des contextes de panache mantellique (étoiles noires) et d’arc (autres symboles). Les données proviennent de Reymer & Schubert (1984, 1986) et de Stein & BenAvraham (2007) sauf mention contraire : ALE = arc des Aléoutiennes (46-0 Ma); ANS = bouclier arabo-nubien (0.9-0.6 Ga); CAN = bouclier canadien (~3.0-2.7 Ga); CVZ = Central Volcanic Zone (Andes Centrales) ; HAW = Hawaii (<1 Ma); ISL = Islande (16-0 Ma, et <1 Ma); IZB = arc des Izu-Bonin (~30-0 Ma); nCAO = segment nord de l’Orocline des Andes Centrales (30-0 Ma, ce mémoire ; les calculs et la distinction entre « sans fluage » et « avec fluage » sont explicités p. 130-133) ; OR = Oregon Coastal Range (~4 Myr autour de la limite K/T); SUP = Superior Province (Archéen) ; wcUS = centre-ouest des Etats-Unis (~1.9-1.7 Ga).

Dans les contextes de type panache, où des basaltes sont produits en abondance, Reymer & Schubert indiquent pour l’Islande un taux de croissance moyen de 480 km3/Myr.(km linéaire) depuis ~16 Ma. À court terme (<1 Ma), les taux de croissance sont compris entre 500 et 800 km3/Myr.(km linéaire) pour l’Islande, et entre 800 à 2000 km3/Myr.(km linéaire) pour les îles Hawaii. Ces valeurs très élevées montrent que les phénomènes de type panache sont, au moins épisodiquement, beaucoup plus productifs que le magmatisme d’arc « normal ». Ces taux sont en effet strictement supérieurs à 400 km3/Myr.(km linéaire), tandis les taux estimés dans tous les contextes d’arc sont strictement inférieurs à cette valeur. Parmi ces derniers, certains taux sont compris entre 150 et 350 km3/Myr.(km d’arc), c’est-à-dire beaucoup plus élevés que les taux « normaux », qui seraient — selon l’opinion (peut-être à revoir!) de Reymer & Schubert (1984) — compris entre 20 et 40 km3/Myr.(km d’arc) (Fig. 22). Comme

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l’expriment Stein & Ben-Avraham (2007), un diagramme du type de la Figure 22 résume ce « dilemme de Reymer & Schubert » : il suggère en effet qu’il faut sans doute invoquer des phénomènes de type panache pour expliquer la génération de croûte continentale pendant certains épisodes d’intense production orogénique le long de certains segments d’arc. Stein & Ben-Avraham (2007) poursuivent en soulignant qu’un magmatisme basaltique volumineux s’observe dans tous ces cas de taux élevés d’accrétion crustale, et proposent, à la suite de divers auteurs (e.g., Albarède, 1998), que dans ces contextes la génération de croûte continentale s’est effectuée par l’accrétion à une marge continentale active d’un plateau océanique ensuite soumis à un magmatisme d’arc. Le modèle défendu par Stein & Ben-Avraham (2007) requiert ainsi trois étapes : une première, magmatique, qui voit la formation d’un plateau océanique ; une seconde, tectonique, qui réalise l’accrétion de ce plateau contre une marge continentale active ; enfin une troisième, à nouveau magmatique, qui fait se reformer une zone de subduction le long de la marge extérieure du plateau accrété et soumet celle-ci à un magmatisme d’arc.

Figure 23. Localisation de la province des trapps de la Columbia River par rapport à l’arc de subduction des Cascades, dans le coin nord-ouest des Etats-Unis (http://en.wikipedia.org/wiki/Columbia_River_Basalt_Group). L’arc a été actif depuis l’Eocène supérieur (~37 Ma). Les basaltes de plateau de la Columbia River, dont l’épaisseur cumulée dépasse localement 1.8 km, ont été émis entre ~17 et ~6 Ma, mais 99 % de leur volume l’a été entre seulement ~17 et ~14 Ma. On remarque l’étroite association géographique entre l’arc et la région d’épanchement de ces basaltes de plateau, qui couvrent plus de 160 000 km2 et représenteraient un volume total de 175 000 km3.

Figure 24 (empruntée à Ivanov, 2007b). Spidergram comparant les compositions de basaltes d’arc insulaire (IAB) et d’île océanique (OIB), et des basaltes d’Imnaha (composition moyenne observée, et composition calculée selon le modèle proposé par cet auteur). Les basaltes d’Imnaha sont les plus anciens (~17.4-17.0 Ma) des trapps de la province de la Columbia River. Leur épaisseur cumulée dépasse localement 550 m et leur volume est estimé à 6000 km3 (Hooper et al., 1984). Ces basaltes diffèrent substantiellement des OIB typiques mais présentent sous une forme atténuée des anomalies classiquement observées dans les basaltes d’arc insulaire.

Des recherches récentes et en cours (e.g., de Ignacio et al., 2001 ; Ivanov, 2007a,b ; Kay et al., 2007 ; Faccenna et al., 2008 ; Isse et al., 2009 ; ce mémoire) mettent cependant en évidence que des phénomènes de type panache peuvent et ont pu se développer dans le coin mantellique 56


de zones de subduction. Ivanov (2007a,b) remarque que certains flood basalts continentaux possèdent des compositions en éléments-traces qui évoquent l’influence d’un magmatisme de subduction, sans provenir d’une contamination lithosphérique. En particulier, les magmas mantelliques primitifs des trapps de la province de la Columbia River, géographiquement proche d’un arc de subduction, (Fig. 23) présentent des caractéristiques relativement intermédiaires entre basaltes d’arc et basaltes intra-plaque (Fig. 24 ; Ivanov, 2007b). Ces compositions suggèrent l’intervention de processus de fusion du type de ceux actifs dans les coins mantelliques des zones de subduction, qui assurent un enrichissement en éléments solubles (e.g., Cs, Ba, K, Sr, Pb) et un appauvrissement en éléments non transportés par des solutions aqueuses (e.g., Nb, Ta, Zr, Hf, Ti, et terres rares lourdes). Etant donné la proximité de cette province de trapps avec la zone de subduction, et donc sa situation en position d’arrièrearc immédiat de l’arc des Cascades (Fig. 23), Ivanov (2007a,b) propose que la subduction peut générer des diapirs ou « panaches » de matériel mantellique relativement riche en eau et ainsi susceptibles de fondre partiellement en produisant les basaltes qui arriveront ensuite en surface à la faveur de conditions tectoniques qui permettent leur « drainage ». L’origine de tels panaches liés à la subduction est évidemment cantonnée au manteau supérieur, et n’a bien sûr rien à voir avec le contexte classique — quoique discuté — de génération des basaltes océaniques typiques.

Figure 25 (empruntée à Myers et al., 1998). Synthèse des caractéristiques sismiques de la lithosphère andine selon un profil ouest-est vers 19°30’°S (Bolivie). Dans le coin mantellique sous la région de transition entre l’Altiplano et la Cordillère Orientale, s’observe une colonne subverticale de matériel partiellement fondu et/ou de fluides, d’un diamètre de ~120 km, qui tranche avec la lithosphère mantellique de part et d’autre (voir aussi les vues en plan présentées par Myers et al., 1998). Cette anomalie, qui semble s’interrompre à la base de la croûte, évoque un « panache de subduction » d’autant plus que lui sont associées en surface, au moins sur sa bordure ouest, une anomalie en 3He qui signe une fusion active du manteau (Hoke et al., 1994), et des laves potassiques dont beaucoup présentent, dans ce contexte général de subduction, un relatif enrichissement en éléments HFSE (Nb, notamment ; Legros, 1998), qui évoque des basaltes produits par des panaches (cf. Fig. 24). La croûte située au-dessus possèderait l’épaisseur la plus élevée de toutes les Andes (~80 km ; Yuan et al., 2002 ; voir ci-dessus p. 40-41) ; depuis le Miocène moyen (12 Ma, peut-être ~15 Ma), elle a été le siège d’un volcanisme ignimbritique volumineux qui a produit en surface la meseta de Los Frailes (Fig. 20), mais aussi d’un magmatisme mafique potassique (Leroy & Jiménez, 1996 ; Legros, 1998). Une épaisseur crustale maximale se trouve donc ici objectivement associée (1) en surface, à une importante activité volcanique, qui dure depuis près de 15 Ma, et (2), dans le coin mantellique, à une anomalie columnaire qui a les caractéristiques de ce qui serait un « panache de subduction ». Des points de vue sismique (notamment en terme de volume apparent sous le Moho) et géochimique, ces caractéristiques diffèrent nettement de celles de la Cordillère Occidentale, siège du magmatisme d’arc typique.

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Le fait que l’on commence à apercevoir que des phénomènes de type panache peuvent intervenir dans les coins mantelliques des zones de subduction, en particulier de type océancontinent, et ainsi interférer avec d’autres phénomènes magmatiques et tectoniques, doit nous convaincre que nos connaissances et concepts théoriques concernant les processus magmatiques susceptibles de générer de la croûte continentale dans des contextes d’arc ne sont pas complètes, et donc que rien n’interdit d’explorer de nouvelles hypothèses dans ce domaine. Il se trouve que des travaux géophysiques menés justement dans le CAO semblent avoir bel et bien imagé de tels panaches de subduction dans le coin mantellique sous-jacent aux Andes Centrales (Myers et al., 1998 ; Brasse & Eydam, 2008 ; Figs. 25, 26).

Figure 26 (empruntée à Brasse & Eydam, 2008). Ce modèle de résistivité obtenu par inversion 2-D de données magnétotelluriques met clairement en évidence une colonne (ou une lame?) de matériel partiellement fondu et/ou de fluides, d’un diamètre de ~40 km, dans le coin mantellique sous la région centrale de l’Altiplano Nord de Bolivie. Il est remarquable que cette anomalie s’atténue sensiblement à la base de la croûte, et qu’elle ne semble pas correspondre à un trait géologique particulier en surface (hormis la séparation des bassins A1 et A2). A1 : bassin de Corque, A2–A 3 : autres bassins. B : région résistante dans la croûte supérieure de l’Altiplano occidental. C1–C 3 : structures résistantes et conductrices sous la Cordillère Orientale (partiellement mal résolues). D : colonne (ou lame ?) de matériel partiellement fondu et/ou de fluides dans le coin mantellique (bien résolue dans sa partie supérieure ; H. Brasse, communication personnelle). E : probable « chambre magmatique » profonde sous la Cordillère Occidentale (les triangles rouges figurent les volcans récents). Comme dans le cas de la meseta de Los Frailes (Figs. 14, 20, 25), on note que l’anomalie attribuable ici à un « panache de subduction » présente des caractéristiques physiques bien plus marquées et un volume bien plus important que ce qui s’observe sous la Cordillère Occidentale, siège du magmatisme d’arc typique.

L’existence, dans le coin mantellique des Andes Centrales elles-mêmes, de phénomènes magmatiques de type « panache », impliquant des volumes et des contrastes physiques importants, laisse évidemment entrevoir une solution au problème posé par les taux d’accrétion magmatique élevés mentionnés ci-dessus. Il apparaît intéressant d’envisager sous cet angle une analyse renouvelée de cet orogène, en particulier étant donné la place centrale qu’il occupe pour la question de la génération de la croûte continentale (Davidson & Arculus, 2006 ; voir cidessus p. 52-53), et ceci d’autant plus que, comme on va le voir, un magmatisme mafique volumineux, potassique et proche du type intra-plaque (Kay et al., 1994 ; Hoke & Lamb, 2007), peut être chronologiquement et géographiquement associé à un épaississement crustal dans des contextes d’arcs continentaux orogéniques, sans qu’il puisse y être évidemment question de génération de panache ou de plateau océaniques. À la lumière des panaches de subduction andins illustrés ci-dessus, je propose dans la suite de ce mémoire que cette association significative permet d’éclairer d’une part l’orogenèse caractéristique du CAO, et d’autre part la question de la génération de la croûte continentale.

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Des processus multiples, un seul géosystème Ce n’est donc point par des hypothèses vagues et arbitraires que nous pouvons espérer de connoître la nature ; c’est par l’étude réfléchie des phénomènes, par la comparaison que nous ferons des uns avec les autres, par l’art de réduire, autant qu’il sera possible, un grand nombre de phénomènes à un seul qui puisse en être regardé comme le principe. […] La seule ressource qui nous reste donc dans une recherche si pénible, quoique si nécessaire, et même si agréable, c’est d’amasser le plus de faits qu’il nous est possible, de les disposer dans l’ordre le plus naturel, de les rappeller à un certain nombre de faits principaux dont les autres ne soient que des conséquences. Jean le Rond d’Alembert (1717-1783), Discours préliminaire de l’Encyclopédie, 1751.

Le paradigme en vigueur dans les Andes Centrales doit être remis en cause du simple fait qu’il est contredit par diverses observations et données. En toute logique, le principe du contreexemple veut en effet qu’une seule contradiction suffit à infirmer la validité d’une interprétation ou d’un modèle. L’analyse critique qui précède implique d’aborder à nouveau, et de façon aussi originale que possible, la question des mécanismes de l’orogenèse et de l’épaississement crustal dans les Andes Centrales, en établissant les bases sur lesquelles peut être proposé un modèle qui résolve les contradictions entre la réalité géologique et l’interprétation dominante. Une condition nécessaire dans cette entreprise est évidemment d’abandonner les hypothèses induites par les traditions et le paradigme en vigueur. Ceci implique une démarche fondamentalement empirique, où il n’y a plus d’autre hypothèse de travail que celle qui suppose que tous les phénomènes andins (magmatiques, tectoniques, sédimentaires, écologiques, voire biologiques, etc.) sont différentes manifestations d’un même géosystème, et fournissent ainsi une multitude de clés pour en élucider l’histoire et le fonctionnement. En d’autres termes, il faut partir non d’une vue théorique ou d’un modèle admis a priori, mais — évidemment — de ce qui s’observe sur le terrain, des données analytiques et instrumentales disponibles, et de ce qui est possible d’affirmer sur la base de ces premiers résultats. En particulier il semble évident que seule une connaissance empirique suffisamment précise de l’histoire des Andes Centrales peut permettre de percer à jour la complexité de cet arc continental et de cerner pourquoi son évolution a conduit à ce qu’on observe aujourd’hui. Une fois perçue cette nécessité d’une approche profondément multidisciplinaire, je me suis employé à me familiariser avec les disciplines qui n’étaient pas alors de ma compétence, et en particulier celles qui abordent les phénomènes magmatiques, de façon à en quelque sorte comprendre, sinon parler, toutes les langues de cette véritable « tour de Babel » que sont devenues aujourd’hui les Sciences de la Terre — où, hélas, l’intercompréhension est plus souvent l’exception que la règle. Mon approche spontanée des problématiques scientifiques m’a poussé, depuis longtemps, à m’intéresser préférentiellement aux anomalies, c’est-à-dire aux observations et données apparemment en désaccord avec ce qui est attendu a priori. Je persévérais d’autant plus volontiers dans cette tendance naturelle que je constatais constamment que, au contraire, nombre de mes collègues faisaient preuve d’une tendance inverse, ignorant ou minimisant les faits qui allaient à l’encontre de leurs convictions et/ou se bornant à réitérer ad libitum leurs convictions, voire leurs crédos scientifiques. Prenant le contrepied de la « science normale » largement pratiquée autour de moi, j’avais compris que s’intéresser de préférence aux anomalies fournissait de fait une « méthode » — en fait un fil d’Ariane — qui permettait un progrès réel des connaissances. Je reviendrai sur cette démarche dans la dernière grande section de ce mémoire.

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Dans ma poursuite d’un modèle cohérent des Andes Centrales, j’ai suivi une démarche inductive, en partant des faits et des observations de base pour élaborer des énoncés de plus en plus généraux — tout en m’efforçant de soustraire mes raisonnements à d’éventuels biais cognitifs. Je me suis attaché à respecter autant le « principe de non-exclusion », qui interdit d’éliminer toute information pertinente et robuste fournie par quelque discipline que ce soit, que le « principe de cohérence », qui impose que le discours interprétatif produit non seulement soit dépourvu de contradictions internes, mais encore articule l’ensemble des données de façon satisfaisante pour l’esprit. Une des raisons d’être de toute entreprise scientifique est en effet de formuler des modèles cohérents qui rendent compte de l’ensemble des observations. L’analyse critique conduite dans les sections précédentes plaide clairement en faveur d’une origine magmatique de l’épaississement crustal caractéristique des Andes Occidentales, comme résultat de volumineux transferts de matière depuis le coin mantellique. Comme nous ne pouvons pas observer directement les processus à l’oeuvre aux profondeurs auxquelles se produisent les phénomènes magmatiques provoqués par la subduction, nous sommes contraints d’aborder cette question par des voies détournées, avec comme premier principe — on ne le répétera jamais assez — l’idée que tous les phénomènes à l’oeuvre dans un arc continental sont liés et interagissent entre eux.65 Une des premières questions qui se pose est de savoir si cette hypothèse est compatible avec ce qu’on peut reconstituer de l’histoire à long terme de la région où s’est développé l’orogène. La première grande section de ce mémoire, qui s’achève ici, a en effet abordé la question de l’anatomie générale actuelle de l’orogène et a discuté les processus atemporels susceptibles d’avoir épaissi la croûte à ce point : si l’on adopte le vocabulaire du structuralisme, on peut qualifier cette approche de synchronique. Mais la géologie historique nous enseigne que la chaîne colossale que nous connaissons n’a pas toujours existé, ce qui introduit une triple interrogation : quand, où, et comment se sont donc édifiées les Andes Centrales ? Répondre à ces questions conduit à adopter maintenant, en complément, une approche diachronique, c’està-dire à reconstituer la construction des Andes Centrales dans le temps et dans l’espace : car il nous faut évidemment déchiffrer les divers enregistrements qui sont à notre disposition. Et nous allons voir que la connaissance du passé éclaire considérablement la question des processus qui ont construit cet orogène hors du commun.

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C’est d’ailleurs pourquoi il est préférable d’éviter d’isoler ces phénomènes les uns des autres — à plus forte raison si ce n’est que pour conforter l’une ou l’autre des traditions disciplinaires des Sciences de la Terre.

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Le passé est la clé du présent : une brève histoire des Andes Centrales

Die Zeit ist mein Besitz, mein Acker ist die Zeit. Johann Wolfgang von Goethe (1749-1832), West-östlicher Divan (VI [Buch der Sprüche], § 12), 1820.

Aussi surprenant que cela paraisse à l’observateur non averti, la colossale chaîne de montagnes qui nous occupe n’a pas toujours existé. Un spécialiste des Sciences de la Terre ne s’en étonnera guère, et il remarquera sans doute, s’il jette un simple regard à la topographie de l’Amérique du Sud (Fig. 1), que le volume de l’orogène andin décroît nettement au sud et au nord des Andes Centrales.66 Il est en effet évident que l’importance de l’épaississement crustal varie le long de la chaîne dans des proportions étonnantes, pour atteindre son maximum dans l’orocline des Andes Centrales (CAO), au point qu’il n’y a pas grand sens à traiter les Andes comme un ensemble homogène. Singularité dans l’espace, les Andes Centrales sont aussi une singularité dans le temps : il est frappant que ce segment de la marge andine a été soumis à la subduction d’une plaque océanique depuis 450 Ma (Collins, 2003), ~570 Ma (Cawood, 2005), voire ~650 Ma (Chew et al., 2008), mais que l’énorme orogène que nous connaissons n’a réellement commencé à s’édifier qu’à partir de ~90 Ma et que des altitudes substantielles, supérieures à ~2 km, ne semblent avoir été acquises qu’au Miocène (inférieur [23-17 Ma], et/ou supérieur [10-6 Ma], selon les auteurs).67 Seule une approche interdisciplinaire permet d’identifier de façon satisfaisante les phénomènes géologiques très divers qui ont affecté la marge andine depuis la fin du Paléozoïque, voire du Protérozoïque, d’en établir une chronologie aussi précise que possible, et de situer clairement la problématique et le contexte de l’orogenèse. Nous disposons d’au moins trois sortes d’enregistrement pour identifier à quelle(s) époque(s) et dans quelle(s) région(s) l’épaississement crustal a été acquis : • le premier, d’ordre stratigraphique, provient de l’analyse des bassins sédimentaires andins (d’arrière-arc, en premier lieu ; d’avant-arc, assez souvent ; et parfois d’intra-arc) et de l’étude des surfaces géomorphologiques (e.g., p. 63-76) ; • le second, d’ordre magmatique, réunit les données analytiques pertinentes concernant des roches ignées datées (e.g., p. 86-88) ; • un troisième, d’ordre paléoécologique, est fourni par l’étude de l’évolution des organismes vivants, telle qu’elle est enregistrée par la paléontologie et, surtout, par cette discipline en pleine expansion qu’est la phylogénie moléculaire (e.g., p. 77-85). 66 67

C’est d’ailleurs ce critère qui sert à leur définition (e.g., Sempere et al., 2002a, 2008). Dans le Pérou central et du Nord, les relations géologiques entre les différentes unités affleurantes, et notamment l’absence apparente de dépôts synorogéniques continentaux épais (et donc de subsidence et d’accumulations péri-orogéniques importantes), suggèrent que les orogenèses — d’arc, déjà — que la marge andine a connues à l’Ordovicien et au Carbonifère (e.g., Chew et al., 2007a ; Cardona et al., 2009) n’ont vraisemblablement pas été de la même échelle que l’orogenèse cénozoïque dans la région du CAO (Fig. 1). Cette conjecture mériterait cependant d’être confirmée par des études spécifiques détaillées.

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La combinaison de ces trois approches permet de formuler une chronologie détaillée de l’épaississement crustal, et de reconstituer l’anatomie de l’orogène lors des différentes étapes de son évolution.68 Pour le sud du Pérou, il apparaît ainsi que la croissance magmatique de la croûte de l’arc andin a débuté très modestement vers ~160 Ma, s’est accentuée vers ~110 Ma et plus sensiblement à partir de ~90 Ma, et s’est considérablement accélérée d’abord à 30 Ma, puis, sur un mode apparemment crescendo, à partir de ~15-10 Ma. Il est évidemment nécessaire de préciser le cadre général et l’histoire dans lesquels s’est inscrite l’édification des Andes Centrales. Sur la base de diverses synthèses concernant notamment le sud du Pérou et les régions voisines, auxquelles j’ai activement collaboré,69 il est possible de reconnaître trois grandes périodes, de durées inégales, dans l’évolution à long terme de ce segment du CAO : • Du Paléozoïque supérieur (~300? Ma) au Crétacé moyen (~90 Ma), la marge subit essentiellement un étirement tectonique, qui gouverne le fonctionnement d’un bassin d’arrière-arc principalement marin (e.g., Jaillard & Soler, 1996 ; Sempere et al., 2002a). • Depuis le Crétacé moyen (~90 Ma), et jusqu’à l’Oligocène moyen (30 Ma), l’arc magmatique est suffisamment développé pour former un relief substantiel et continu — manifestant de ce fait que sa croûte s’est épaissie. À la différence de la période antérieure, le bassin d’arrière-arc est maintenant occupé par des environnements principalement continentaux. On ne connaît pas pour cette période de structure majeure indubitablement compressive, mais il est possible qu’une déformation de cette nature ait localement affecté la région, notamment à partir de ~45 Ma.70 Il est en effet essentiel de noter que, dans la partie occidentale du sud-Pérou, l’arc migre vers le nord de ~150 km à partir de ~45 Ma, et qu’il occupe cette position anormale jusqu’à ~30 Ma (Perelló et al., 2003). • L’épaississement crustal majeur caractéristique de l’orogenèse andine proprement dite se développe à partir de l’Oligocène moyen (30 Ma), et ce tandis que l’arc magmatique principal migre maintenant en direction de la fosse (Mamani et al., 2010 — un point fondamental, encore largement ignoré, et aux antipodes d’une croyance largement répandue). Des déformations transpressives à compressives affectent le nord-est de l’Altiplano, la Cordillère Orientale et la ceinture subandine ; l’avant-arc, l’arc, et le sud-ouest de l’Altiplano subissent par contre des déformations extensives, transtensives, et transpressives (Fig. 8). Cette évolution tectonique génère un certain nombre de bassins sédimentaires dans l’arrière-arc, l’arc et l’avant-arc, et en fragmente ou fait disparaître d’autres — d’où un enregistrement stratigraphique assez complexe dans le temps et l’espace.

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Au cours des dernières années, en collaboration avec des collègues compétents dans les disciplines concernées, j’ai abordé de près la question de l’orogenèse proprement dite (<30 Ma) en recourant à des marqueurs semi-quantitatifs de l’acquisition de l’altitude (via la phylogénie moléculaire d’organismes d’altitude ; Picard et al., 2008) et de l’épaississement crustal (via la géochimie des magmas andins ; Mamani et al., 2010). 69 E.g., Sempere et al., 2002a, 2008 ; Pino et al., 2004 ; Roperch et al., 2006 ; Mamani et al., 2010. 70 A ce sujet, on relira attentivement Mégard (1978) pour le Pérou central, qui exprime clairement la grande difficulté qu’il a rencontrée pour identifier des structures compressives produites par la « phase péruvienne ».

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Les Andes n’ont pas toujours été les Andes Approches et analyses interdisciplinaires confirment que l’élément fondamental du géosystème andin est l’arc magmatique généré par la subduction, et que les variations de ses caractéristiques (position, volume, relief, épaisseur crustale, contexte tectonique, types, compositions, volumes des produits émis, etc.), et notamment ses migrations, sont étroitement corrélées aux variations des facteurs géologiques enregistrées par la stratigraphie des bassins adjacents (subsidence, environnements, faciès, stabilité, déformations, etc.). Dans le sud du Pérou, le front volcanique actuel, qui limite au sud-ouest l’arc actif, se situe de 190 à ~270 km au nord-est de la fosse de subduction et 115 ± 5 km au-dessus du plan de Wadati-Benioff (England et al., 2004), mais cette position a considérablement varié au cours du temps (Fig. 27 ; Mamani et al., 2010). Dans cette région, il apparaît, en résumé, que l’arc a avancé vers le continent depuis le Jurassique jusque vers 30 Ma, et a depuis reculé vers la fosse. Deux points sont particulièrement à souligner : • Entre ~45 et 30 Ma, l’arc a occupé une position anormalement au nord dans la région comprise entre ~71.3°W et ~74.2°W (Perelló et al., 2003 ; Mamani et al., 2010). • L’épaississement crustal majeur, qui a commencé à 30 Ma et s’est poursuivi depuis, a été concomitant du recul progressif de l’arc vers la fosse (Mamani et al., 2010).

Figure 27. Positions et extensions de l’arc magmatique andin (s.l., c’est-à-dire incluant l’arrière-arc adjacent en cas de magmatisme abondant) dans le sud du Pérou, selon les tranches de temps mentionnées sur la carte. Les lignes de mêmes couleur et épaisseur délimitent les positions successives de l’arc (plus la période est récente, plus les lignes sont fines et leur couleur « décalée » vers le rouge dans le spectre), déterminées en fonction des affleurements datés et des cartes géologiques disponibles (Mamani et al., 2010). L’extension de la ride de Nazca (pointillés blancs) est tracée d’après Hampel (2002). Cette carte permet de mesurer l’ampleur de la migration de l’arc vers le nord autour de ~45 Ma (elle a été de ~150 km vers ~73°W), et sa rétro-migration vers la fosse depuis (de ~110 km vers la même longitude). En Bolivie, la même rétro-migration est implicitement illustrée par Barke & Lamb (2006) dans leur figure 1.

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L’étirement de la marge : Paléozoïque supérieur — Crétacé moyen (~300?—~90 Ma) Dans le Pérou central et du nord, une orogenèse d’arc d’âge pennsylvanien est enregistrée dans la Cordillère Orientale (Chew et al., 2007a ; Cardona et al., 2009), et il est probable qu’elle a aussi affecté des régions de la marge andine situées plus au sud. Au nord-est de Tarma, Chew et al. (2007a) décrivent par exemple un complexe métamorphique, au sein duquel un niveau détritique a livré des zircons dont le plus récent a cristallisé à 312.9 ± 0.3 Ma, complexe qui a été successivement intrudé par trois granitoïdes, à signature d’arc, qu’ils datent respectivement à 325.6 ± 0.6 Ma, 310.1 ± 2.3 Ma, et 307.1 ± 0.7 Ma. Cet ensemble est recouvert en discordance par le Groupe Ambo, jusqu’ici attribué par la paléontologie au Mississipien (entre 359.2 ± 2.5 Ma et 318.1 ± 1.3 Ma, selon l’acception actuelle), bien qu’il ait été considéré comme d’âge Pennsylvanien au début du XXe siècle (Mégard, 1978). Ce Groupe Ambo est lui-même surmonté par le Groupe Tarma-Copacabana, dont la base est censée correspondre, toujours selon la paléontologie, à la limite MississipienPennsylvanien (318.1 ± 1.3 Ma, selon l’acception actuelle, laquelle place la limite Pennsylvanien-Permien à 299.0 ± 0.8 Ma). Les résultats de Chew et al. (2007a) et Cardona et al. (2009) suggèrent donc assez fortement que les attributions biochronologiques traditionnelles doivent être rajeunies : en toute logique le Groupe Ambo pourrait occuper le Pennsylvanien supérieur et peut-être même le Permien basal, et la base du Groupe TarmaCopacabana pourrait être en fait voisine de la limite Pennsylvanien-Permien, voire se situer dans le Permien inférieur (p. 16-17). Il est à noter que dans le Pérou central, entre 11° et 13°S, le sommet du Groupe Ambo (ou la base du Groupe Tarma-Copacabana) est occupé par un ensemble de roches volcaniques (ignimbrites, tufs, andésites, dacites), de couleur dominante verte, dont l’épaisseur peut localement dépasser 600 m (Mégard, 1978), et que, plus au sud et jusqu’en Bolivie, des faciès pyroclastiques à volcaniclastiques de couleur verte se rencontrent fréquemment dans la partie inférieure du Groupe Tarma-Copacabana.

Figure 28. Le détachement d’Ocoña : une succession sédimentaire attribuée au Pennsylvanien et déformée en extension repose, par l’intermédiaire d’un accident normal qui pend vers l’est d’une dizaine de degrés, sur des migmatites grenvilliennes mylonitisées. La distribution des faciès et des corps sédimentaires dans la région d’Ocoña montre que l’accumulation de cette succession a résulté de l’activité de ce détachement.

Dans la région côtière du sud du Pérou, l’enregistrement géologique de même âge commence avec des unités sédimentaires diversement nommées, mais qui représentent manifestement le Groupe Ambo71 (Pino et al., 2004), lequel repose sur des migmatites âgées de ~1 Ga ou est en contact faillé normal avec des roches métamorphiques et/ou intrusives de ce même âge ou non datées. En particulier, le long de la bande côtière entre Atico (73°45’W) 71

Malgré l’âge dévonien assigné à l’unité de Cocachacra par la paléontologie ; voir la note 22 ci-dessus.

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et Ocoña (73°00’W), cette unité, riche en débris végétaux, repose sur les migmatites grenvilliennes par l’intermédiaire d’un détachement spectaculaire (Fig. 28), et passe vers l’est à une série marine attribuée au Pennsylvanien sur la base de fossiles (Taipe, 2004). Toutes ces séries attribuables au Groupe Ambo sont surmontées en discontinuité simple par la Formation Chocolate, une unité qui consiste en une épaisse succession de roches volcaniques et volcaniclastiques de compositions majoritairement intermédiaires, et reflète la construction contemporaine d’un arc et probablement aussi une extension d’arrière-arc (Martínez et al., 2005). L’épaisseur de cette unité volcanique, dont la base affleure toutefois rarement, augmente depuis 1 km dans l’arrière-arc jusqu’à >3 km le long de la côte actuelle, ce qui implique une subsidence importante et suggère un régime tectonique en extension. Du fait de leur degré d’altération généralement avancé, il n’existe pas pour l’instant de datations directes et fiables des laves Chocolate. Les relations stratigraphiques observables dans l’arrière-arc contemporain indiquent que la Formation Chocolate repose systématiquement sur le Groupe Ambo sans que soit perceptible un hiatus chronologique appréciable (qui serait manifesté par une surface d’érosion et/ou, surtout, d’altération), et est surmontée en concordance, et localement en transition, par une unité calcaire qui a livré des ammonites sinémuriennes (~195 Ma ; e.g., Vicente, 1981 ; Vicente et al., 1982 ; Salinas, 1985 ; Sempere et al., 2002a). Par ailleurs la Formation Chocolate témoigne d’une activation brutale du volcanisme, évènement qu’on est en droit de corréler avec l’apparition, brutale elle aussi, du volcanisme à la base du Groupe Tarma-Copacabana dans le Pérou central (Mégard, 1978) comme de la Formation Copacabana de Bolivie (e.g., Sempere, 1995). Ces relations et corrélations suggèrent que la Formation Chocolate s’est accumulée entre ~290 et ~195 Ma, quoique peut-être avec des interruptions. Il est intéressant de constater que cet intervalle correspond assez précisément à la période d’activité de la province magmatique Choiyoi qui s’étendait alors le long de la marge occidentale du Gondwana entre au moins ~23° et ~42°S (~290-200 Ma ; e.g., Kay et al., 1989 ; Kleiman & Japas, 2009). Le long de la côte actuelle, le magmatisme Chocolate s’est cependant poursuivi jusque dans le Jurassique moyen du fait de l’activité persistante de l’arc, alors que le bassin d’arrière-arc était soumis à un substantiel amincissement lithosphérique, mis en évidence par des paléoprofondeurs importantes (marquées par exemple par des radiolarites toarciennes ; Salinas, 1985 ; Pino et al., 2004) et une forte subsidence (Sempere et al., 2002a). Ce bassin est demeuré marin pendant l’essentiel de l’intervalle ~195-90 Ma. Il a atteint des profondeurs maximales significatives entre ~180 et ~165 Ma, ce qui suggère que l’amincissement de sa lithosphère, et l’étirement tectonique de la marge dans son ensemble, auraient culminé durant cette période. De nombreuses failles normales synsédimentaires d’âges compris entre ~180 et ~170 Ma y ont d’ailleurs été décrites (Vicente et al., 1982). Ce bassin d’arrière-arc a toutefois été occupé par des environnements continentaux entre ~135 et ~110 Ma, sans doute en relation avec l’épisode encore mal connu de déformation transcurrente oblique qui l’a affecté au Crétacé inférieur (Sempere et al., 2002a). Après cette régression sensible, le bassin d’arrière-arc est à nouveau envahi par la mer : s’y établit une plateforme carbonatée peu profonde, qui reste active jusque vers ~90 Ma mais subit une déstabilisation massive au tout début de la période suivante (Callot et al., 2008a,b). Le segment d’arc de la région d’Ilo (~70°45’–71°45’W) a connu une pulsation plutonique importante entre ~160 et ~150 Ma (Clark et al, 1990), qui a initié au moins localement la croissance du Batholithe Côtier, c’est-à-dire de la croûte de l’arc contemporain. Dans la même région cette croissance s’est poursuivie entre 110 et ~95 Ma par la mise en place d’autres granitoïdes (Clark et al, 1990). L’enregistrement stratigraphique observable dans le bassin d’arrière-arc ne témoigne cependant que d’une activité volcanique très limitée pendant l’intervalle ~195-90 Ma, ce qui contraste fortement avec la période suivante (Callot et al., 2008a).

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Le début de l’épaississement crustal : Crétacé supérieur — Oligocène moyen (~90—30 Ma) Au Pérou et en Bolivie, les travaux stratigraphiques ont depuis longtemps détecté qu’un relief a émergé à l’ouest du bassin d’arrière-arc au Crétacé supérieur (e.g., Mégard, 1978). Cette émergence de proto-Andes a ensuite été située plus précisément à la transition entre le Turonien et le Coniacien (~90-89 Ma : Jaillard, 1994 ; Sempere, 1994 ; Jaillard & Soler, 1996 ; ~91-90 Ma : Jaillard et al., 2005 ; Callot et al., 2008a).72 Elle s’est accompagnée de la continentalisation rapide du bassin d’arrière-arc (Fig. 29 ; e.g., Mégard, 1978 ; Jaillard, 1994 ; Jaillard & Soler, 1996). Le tout début de cette période a toutefois été marqué par le collapse sous-marin de la quasi-totalité des dépôts carbonatés qui s’étaient accumulés dans le bassin d’arrière-arc du sud-Pérou entre ~110 et ~90 Ma (Callot et al., 2008a,b).

Figure 29. À ~90 Ma l’évolution de la marge andine connaît un tournant : la plateforme carbonatée qui occupait le bassin d’arrière-arc et s’y approfondissait vers le sud-ouest (aire bleu clair) s’effondre en masse dans cette même direction (flèches) ; aussitôt ensuite l’arrière-arc est envahi par des sédiments continentaux rouges (points rouges) provenant de ce même sud-ouest, c’est-à-dire du relief important que forme désormais l’arc (hachures rouges).

~90–45 Ma: Le développement de l’arc Toquepala Le Groupe Toquepala n’est connu qu’au sud de 16°40’S. Principalement constitué d’un empilement de roches volcaniques variées et de dépôts volcaniclastiques et argilo-gréseux subordonnés, son épaisseur dépasse 1500 m. À la différence des accumulations volcaniques de la Formation Chocolate, qui témoignent en partie d’épanchements sous-marins, les produits volcaniques de l’arc Toquepala ont été émis dans leur ensemble par un volcanisme aérien. Au nord de 16°40’S l’arc Toquepala est représenté par une grande partie des plutons 72

La séparation finale entre l’Amérique du Sud et l’Afrique a eu lieu ~10 Myr auparavant (e.g., Eagles, 2007) et ne semble donc pas pouvoir être causalement associée à l’émergence de ces proto-Andes.

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du Batholithe Côtier. Les produits de l’érosion contemporaine de cet arc affleurent plus au nord-est, où leur épaisseur peut dépasser 1500 m. La construction de l’arc Toquepala a débuté de façon relativement soudaine, comme l’indique la rapide invasion du bassin d’arrière-arc par des produits volcaniclastiques plus ou moins grossiers dans les régions proximales, et d’autres dépôts continentaux dans les régions plus distales. Ces sédiments de couleur brun-rouge surmontent en nette discontinuité les dépôts antérieurs, et notamment les produits du collapse géant de la plateforme carbonatée, déposée de l’Albien au Turonien, qui avait occupé l’arrière-arc jusqu’alors (Sempere et al., 2002a ; Callot et al., 2008a). Ce tournant prononcé dans l’enregistrement stratigraphique andin est assez bien daté (il est proche de la limite Turonien-Coniacien, peut-être d’âge Turonien terminal [Jaillard et al., 2005], donc ~91-90 Ma ; e.g., Callot et al., 2008a). Il s’est accompagné d’une inversion complète de la polarité du bassin, laquelle traduit l’émergence d’un relief continu formé par l’arc et donc suggestif d’un début d’épaississement de sa croûte. Ceci a coïncidé avec le soulèvement de la région côtière entre ~90 et ~80 Ma (Wipf, 2006), ainsi qu’avec la mise en place des unités les plus volumineuses du Batholithe Côtier au sein de la croûte de l’arc entre 91 et 70 Ma (Mukasa, 1986). De nombreuses datations ont été obtenues sur des roches de l’arc Toquepala (e.g., Pitcher et al., 1985 ; Boily et al., 1989 ; Clark et al., 1990), mais, à cause de leur altération souvent importante, aucun âge fiable n’est disponible pour la partie de l’unité antérieure à 75 Ma. De grandes nappes ignimbritiques se sont épanchées entre ~75 et ~65 Ma (Martínez & Cervantes, 2003) et on en retrouve des dépôts distaux jusqu’en Bolivie (Sempere et al., 1997). L’activité de l’arc Toquepala semble s’être amenuisée après ~49 Ma, et les âges disponibles les plus récents sont un peu plus anciens que ~45 Ma (Clark et al., 1990). Dans la région de Caravelí (avant-arc actuel, ~73°30’W-16°20’S), des roches plutoniques appartenant au Batholithe Côtier sont recouvertes par des dépôts continentaux de grain fin dominant, datés entre ~50 et 45 Ma (unité “Moquegua A” ; Roperch et al., 2006), ce qui indique qu’à cette époque au moins une partie du batholithe avait déjà été exhumée73.

faille normale

FNLl Batholithe Côtier

SE

Batholithe Côtier

NW

Jurassique Jurassique très fracturé

N

Figure 30. Dans la région d’Arequipa, le Batholithe Côtier est limité au nord-est par une grande faille à forte composante normale. Cette association évoque le cas de la Cordillera Blanca, dans le nord du Pérou central, où le fonctionnement de la grande faille normale qui limite à l’ouest le batholithe homonyme, d’âge Miocène supérieur, a participé à l’exhumation de celui-ci (e.g., Bonnot et al., 1988 ; Montario, 2001 ; Garver et al., 2003 ; Perry & Garver, 2004). Les conglomérats déposés an Crétacé supérieur – Paléocène au nord-est de la faille illustrée ici témoignent d’une exhumation précoce du Batholithe Côtier, dont les principaux plutons constitutifs sont de cet âge. Il est donc vraisemblable que cette grande faille normale qui borde le batholithe dans la région d’Arequipa a participé à son exhumation à mesure que le magmatisme d’arc le construisait.74 FNLl = faille normale de Lluclla (Fig. 33). 73

Ceci est confirmé par des résultats de traces de fission en attente de publication (Y. Gunnell, J.-C. Thouret, et al., comm. pers.). 74 Cette analyse ébauche les résultats encore inédits d’une cartographie et d’une étude stratigraphique régionales menées depuis 2001, ainsi que des observations effectuées dans le cadre de l’encadrement la thèse doctorale de S. Demouy depuis 2008.

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Dans la région de l’arc du sud-Pérou, les déformations intervenues durant cette période se sont produites en liaison étroite avec le magmatisme, en extension (Fig. 30) et/ou en transcurrence (e.g., Jacay et al., 2002). Dans l’arrière-arc, le collapse de la plateforme carbonatée à ~90 Ma a été déclenché et accompagné par le jeu synsédimentaire de failles normales, aujourd’hui situées dans l’Altiplano (Callot et al., 2008a). Dans le nord du Chili, une évolution similaire a été décrite pour la même période : des roches plutoniques, volcaniques et volcaniclastiques définissent à l’ouest un arc large de plus de 100 km, dont l’érosion alimentait vers l’est le bassin d’arrière-arc, où, en discordance sur des unités antérieures, se sont accumulés des dépôts distaux essentiellement continentaux, dont l’épaisseur peut atteindre ~6 km (Mpodozis et al., 2005 ; Charrier et al., 2007). Bien que le régime tectonique régional ait reçu des interprétations diverses — extension, transpression ou compression — (cf. Mpodozis et al., 2005), il semble bien que le bassin ait été soumis à de l’extension pendant l’essentiel de cet intervalle (Charrier et al., 2007). ~45–30 Ma: L’arc Andahuaylas-Anta, anormalement au nord Un phénomène remarquable se produit dans le sud du Pérou à partir de 45 Ma : entre ~71.3°W et ~74.2°W, et seulement dans cette région large (longitudinalement) d’au plus 300 km,75 l’arc migre de ~150 km vers le nord. Il s’y maintient pendant ~15 Myr (Perelló et al., 2003), avant de commencer à revenir vers une position proche de l’antérieure à partir de 30 Ma (Fig. 27 ; Mamani et al., 2010). Il est à souligner que cette région est aujourd’hui caractérisée par une déflexion prononcée de l’orientation structurale générale,76 qui marque la terminaison nord du CAO (Roperch et al., 2006 ; Picard et al., 2008) et constitue un trait structural unique dans les Andes Centrales. Les unités correspondant à cet arc comprennent en particulier le batholithe d’AndahuaylasYauri et la formation volcanique Anta. Les données géochronologiques disponibles indiquent, de façon cohérente, que l’arc a occupé cette position atypique pendant l’intervalle ~45-30 Ma (Perelló et al., 2003 ; Mamani et al., 2010). La migration de l’arc doit logiquement avoir été causée par une diminution du plongement du slab dans cette région particulière (Sandeman et al., 1995 ; James & Sacks, 1999), sans que l’activité magmatique ait été interrompue. Je discute plus loin quelle a pu être la cause de ce phénomène singulier et remarquable, et ses conséquences. Dans le nord du Chili, le magmatisme de cet âge est principalement représenté par des intrusions le long de la Cordillère de Domeyko, de la “Falla Oeste”, et d’autres structures connexes (cf. Trumbull et al., 2006), et y a produit des gisements miniers importants (Cornejo, 2005). L’exhumation de l’arc, observée pendant cette période de temps (Maksaev & Zentilli, 1999), est interprétée comme la conséquence de déformations en transpression (Charrier et al., 2007) mais pourrait avoir été produite, en tout ou partie, par une simple croissance magmatique ; des conglomérats grossiers provenant de l’érosion de cette « chaîne incaïque » se sont accumulés à partir de ~44 Ma dans le bassin d’arrière-arc plus à l’est (Mpodozis et al., 2005 ; Charrier et al., 2007). Dans le sud du Pérou, la région occidentale de l’avant-arc a également enregistré l’arrivée brutale de conglomérats grossiers et leur accumulation à partir de 44.5 Ma (Roperch et al., 2006), traduisant la création et le maintien d’un relief plus au nord, sans doute en rapport avec la migration de l’arc mentionnée cidessus.

75

À titre de comparaison, la dorsale de Nazca, qui est actuellement subduite sous la marge sud-péruvienne au niveau d’Ica, a ~200 km de large — et 1.5 km de topographie par rapport au plancher océanique de part et d’autre. 76 Elle est nommée « déflexion d’Abancay » au nord, où elle est plus accusée, et « déflexion de Caravelí » plus au sud (e.g., Roperch et al., 2006).

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Tout l’avant-arc du sud du Pérou a subi pendant cette période des déformations clairement en extension (Sempere et al., 2004a ; Roperch et al., 2006). Souvent synsédimentaires, elles incluent des failles normales de faible pendage,77 notamment dans la région de Torata (~15 km au nord-est de Moquegua ; Fig. 31), qui évoquent un collapse gravitaire de l’avantarc. Dans la région de Caravelí, la plus à l’ouest et assez atypique d’un point de vue stratigraphique, quelques structures en compression semblent cependant s’observer aussi (Huamán, 1985) et avoir été actives au début de cette période, mais il n’est pas exclu qu’elles résultent en fait d’un collapse gravitaire produit par le déplacement de l’arc vers le nord. Dans la Cordillère Orientale et jusqu’en Bolivie (Cordillera Real), un « évènement tectono-thermal structuralement cryptique » — car seulement défini sur la base de données géochronologiques —, aurait eu lieu vers ~39 Ma (McBride et al., 1987 ; Farrar et al., 1988) : cet « évènement », qui reste mal compris, est peut-être à mettre en rapport avec cette importante migration de l’arc et pourrait bien ne pas avoir une origine tectonique.

Figure 31. Dans la région de Torata, l’unité “Moquegua B” (~45-30 Ma), qui consiste de sédiments détritiques rouges, repose systématiquement sur les roches volcaniques du Groupe Toquepala (~90-~45 Ma) par l’intermédiaire d’un contact tectonique de type détachement, très probablement d’origine gravitaire, lequel est scellé par l’unité “Moquegua C” surincombante (30-15 Ma). Les flèches noires pointent vers le détachement, lequel porte systématiquement des stries qui plongent d’une quinzaine de degrés vers le sud-est et indiquent un déplacement du toit dans cette direction. Les flèches bleues signalent des déformations synsédimentaires en extension au sein du “Moquegua B”, qui ont vraisemblablement accompagné le fonctionnement du détachement sous-jacent. Les flèches vertes pointent vers la base du “Moquegua C”, unité dans laquelle aucune déformation notable n’est décelable à l’échelle des affleurements. Les unités stratigraphiques qui composent le Groupe Moquegua ont été définies et datées par Sempere et al. (2004a) et Roperch et al. (2006).

77

Observations et données encore inédites.

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L’épaississement crustal majeur : Oligocène moyen — Quaternaire (30—0 Ma) Après s’être maintenu anormalement au nord pendant ~15 Myr dans la région de la déflexion d’Abancay, l’arc commence donc à revenir vers la fosse à partir de 30 Ma. Bien que cela anticipe sur les sections suivantes, il est essentiel de noter dès maintenant que dans le sud du Pérou toute la période orogénique majeure s’est déroulée pendant cette « rétro-migration » de l’arc principal (Fig. 27). Une analyse détaillée des enregistrements magmatiques, sédimentaires et paléoaltitudinaux met en évidence que le relief, c’est-à-dire l’épaississement crustal, a apparemment été acquis en deux étapes, distinctes78 en première analyse, et qu’au cours de chacune d’elles se sont notamment conjuguées l’éruption de laves mafiques potassiques, l’émission d’ignimbrites volumineuses, et l’accumulation de sédiments synorogéniques de plus en plus grossiers. Des laves mafiques potassiques régionalement abondantes Une expansion considérable de l’activité magmatique, caractérisée par une nette dominante mafique et potassique et une origine indubitablement mantellique, se produit dans tout le sud du Pérou à partir de 30 Ma et s’y prolonge jusque vers au moins ~24 Ma. Ce « magmatisme Tacaza » a affecté la Cordillère Occidentale — en particulier sa bordure nord-est — et le sudouest de l’Altiplano, c’est-à-dire l’arrière-arc proximal, sur une largeur (transversale) de ~150 à <250 km. Les roches volcaniques générées pendant cette période Tacaza sont principalement des laves mafiques shoshonitiques à absarokitiques (c’est-à-dire riches en potassium), qui représentent essentiellement des magmas mantelliques primaires, et, de façon subordonnée, des produits andésitiques calco-alcalins qui témoignent d’une certaine contribution crustale (Klinck et al., 1986 ; Clark et al., 1990 ; Wasteneys, 1990 ; Sandeman et al., 1995 ; Fornari et al., 2002 ; Mamani et al., 2004, 2010). L’épaisseur de ces laves mafiques dépasse localement plusieurs centaines de mètres et leur volume total est important. Certaines ont des teneurs en Mg, Ni, et Cr qui approchent les valeurs primitives (Wasteneys, 1990 ; Sandeman et al., 1995), ce qui suggère qu’il s’agirait, au moins localement, de produits de fusion mantellique non différenciés (Mamani et al., 2010). Il faut souligner que la région d’émission de ces laves mafiques semble avoir progressivement migré vers le sud-est, puisqu’elles sont datées entre ~26 et ~21 Ma dans l’Altiplano bolivien et y sont plus récentes au sud qu’au nord (Fornari et al., 2002 ; Hoke & Lamb, 2007). Dans la moitié sud de l’Altiplano bolivien, ces laves peuvent former des assises très épaisses79 et leur composition chimique présente au moins localement des caractéristiques mafiques et mantelliques prononcées (Davidson & de Silva, 1992 ; Hoke et al., 1993 ; Hoke & Lamb, 2007).80 Dans le sud du Pérou, des laves mafiques potassiques assez abondantes, en particulier au sud-ouest et sud du lac Titicaca, sont émises à nouveau entre ~12 et ~4 Ma (Kaneoka & Guevara, 1984 ; M. Fornari & T. Sempere, résultats en attente de publication). Dans l’ouest de la Bolivie, ce magmatisme mafique potassique est notamment attesté entre 13 et 10 Ma (Redwood & McIntyre, 1988 ; Hérail et al., 1993 ; Barke & Lamb, 2006). Des roches similaires, d’âges Miocène terminal à Quaternaire mais représentant en surface des volumes 78

Garzione et al., 2008 ; Picard et al., 2008 ; Sempere et al., 2008 ; Fig. 44 ci-après. L’identification d’une orogenèse en deux étapes distinctes dans le CAO doit cependant être confirmée par des recherches complémentaires, d’autant plus que l’âge de la discontinuité qui les séparerait est estimé de façon diverse et contrastée selon les outils employés : ~15 Ma selon la stratigraphie de l’avant-arc, vers ~10 Ma selon diverses études paléoaltitudinales, ~9 Ma dans le bassin d’avant-pays (Campbell et al., 2006), autour de ~4 Ma selon la géochimie magmatique (Fig. 30 ci-après), etc. 79 Leur épaisseur peut dépasser 2 km à l’aplomb d’un grand accident lithosphérique (voir p. 37-38 ci-dessus). 80 Le « basalte » du sill de Chiar Kkollu, daté à 25.2 ± 0.5 Ma (K-Ar sur roche totale), présente une composition remarquablement mafique (44.85 wt% SiO2, 9.26 wt% MgO), et des rapports isotopiques d’affinité mantellique (143Nd/144Nd = 0.5128 ; 87Sr/86Sr = 0.7041) (Davidson & de Silva, 1992 ; Hoke et al., 1993).

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apparemment plus faibles, sont connues en Bolivie dans l’Altiplano à l’ouest de la meseta de Los Frailes (Leroy & Jiménez, 1996 ; Legros, 1998 ; Hoke & Lamb, 2007) où un « panache de subduction » est sans doute à l’oeuvre depuis au moins le Miocène supérieur.81 La génération de ces volumineuses laves mafiques potassiques est vraisemblablement une conséquence de la migration de l’arc en direction de la fosse, dont témoigne déjà la distribution du magmatisme Tacaza (Fig. 27). Il est en effet raisonnable de voir dans cette rétro-migration la signature d’une augmentation de l’angle de plongement du slab dans cette région, laquelle a nécessairement provoqué un appel de matériel asthénosphérique, c’est-àdire un upwelling mantellique, et donc aussi une décompression, qui a elle-même déclenché une fusion partielle des parties du manteau soumises à ces processus (Mamani et al., 2010). Le magmatisme Tacaza reflète donc le transfert de grands volumes de matière vers et dans la croûte à partir du coin mantellique. On peut noter dès à présent qu’il se caractérise aussi par une augmentation marquée du rapport Dy/Yb par rapport à la période Toquepala antérieure (voir la Figure 41 p. 88), ainsi que par une contamination crustale plus importante (Boily et al., 1990). Le premier phénomène indique que la part de l’amphibole dans la croûte profonde est désormais plus importante, ce qui traduit la croissance de la pression lithostatique dans la croûte inférieure et donc un certain épaississement crustal. Le second est vraisemblablement à mettre en rapport avec l’invasion de la croûte, et donc sa fusion partielle et son assimilation, par de grandes quantités de magmas mantelliques et donc « chauds ». Des ignimbrites volumineuses Dans le sud du Pérou, le magmatisme mafique Tacaza précède de peu le dépôt, dans l’arc, la partie adjacente de l’arrière-arc, et l’avant-arc, de volumes très importants d’ignimbrites : parmi celles-ci les plus massives sont émises entre 26.0 et 18.8 Ma, mais des éruptions moins importantes ont lieu dès 29-28 Ma (Boudesseul et al., 2000) ; d’autres ignimbrites massives sont émises plus tard entre ~11 et ~1.5 Ma (Roperch et al., 2006 ; Thouret et al., 2007 ; Mamani et al., 2010). Dans l’extrême nord du Chili, l’ensemble formé par les ignimbrites Oxaya, dont l’épaisseur totale dépasse 1.1 km, s’accumule entre 25.6 ± 0.9 et 19.0 ± 0.6 Ma,82 tandis que d’autres éruptions ignimbritiques massives ont lieu entre ~11 et 2.7 Ma (Wörner et al., 2000, 2002 ; Charrier et al., 2007). L’éruption de ces ignimbrites s’explique aisément comme la conséquence de processus magmatiques déclenchés dans la croûte par une élévation importante des températures du fait du sous-placage et/ou de l’advection, à partir de 30 Ma, des magmas mafiques de type Tacaza, d’origine mantellique et très chauds (e.g., Sandeman et al., 1995 ; Mamani et al., 2010). Le sous-placage de grandes quantités de basaltes extraits d’un coin mantellique envahi par du matériel asthénosphérique soumis à décompression,83 et/ou leur intrusion dans la croûte de l’arc, ont dû en effet entraîner une fusion partielle et une assimilation du matériel crustal, qui se sont jointes à l’évolution intrinsèque de ces magmas par cristallisation fractionnée dans cette même croûte. Ces phénomènes ont été à l’origine de la mise en place de batholithes felsiques dans la croûte moyenne à supérieure, et de l’éruption connexe de grandes quantités d’ignimbrites (e.g., de Silva & Gosnold, 2007). Ces ignimbrites s’intercalent au sein de dépôts alluviaux à lacustres dans divers bassins répartis entre l’avant-arc, l’arc ou l’arrière-arc (Fig. 8 ; e.g., Wörner et al., 2000, 2002 ; Roperch et al., 2006 ; Charrier et al., 2007 ; Thouret et al., 2007), et recouvrent même des surfaces géomorphologiques, dont l’ancienneté peut remonter à ~25 Ma (Dunai et al., 2005). 81

Voir ci-dessus p. 57-58. De grands volcans andésitiques datés entre ~18 et ~10 Ma se sont édifiés immédiatement après cette première période principale d’éruptions ignimbritiques. 83 Il est même envisageable que du manteau asthénosphérique, donc très chaud, ait pu à un moment directement participer à ce type de sous-placage à la base de la croûte. 82

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L’enregistrement sédimentaire L’initiation de la rétro-migration de l’arc est également inscrite dans l’enregistrement stratigraphique de l’avant-arc du sud du Pérou. Dans toute cette région, une discontinuité stratigraphique majeure bien datée à 30 Ma sépare l’unité “Moquegua B” (45-30 Ma), qui est pratiquement dépourvue de matériel volcanique et souvent de grain moyen fin, de l’unité “Moquegua C” (30-15 Ma), qui au contraire remanie principalement des produits volcaniques avec un grain moyen généralement bien plus grossier (Sempere et al., 2004a ; Roperch et al., 2006). L’unité “Moquegua D” (15-0 Ma) comprend principalement des conglomérats épais, très grossiers, à dominante volcaniclastique, résultant de toute évidence d’une érosion intense de reliefs essentiellement volcaniques : ceci suggère l’existence de gradients topographiques prononcés et d’édifices volcaniques construits et maintenus par une intense activité magmatique. Des ignimbrites datées au-dessus (14.2 Ma ; Thouret et al., 2007) et au-dessous (16.2 Ma ; Roperch et al., 2006) de la nette surface d’érosion qui marque généralement la base du “Moquegua D” datent cette discontinuité à ~15 Ma dans la vallée du río Siguas (~60 km à l’ouest-nord-ouest d’Arequipa). Une accélération de l’érosion est détectée à la même époque dans les Andes boliviennes (Barnes et al., 2006). L’enregistrement stratigraphique dans le bassin d’avant-pays, à l’est des Andes, semble également présenter au Miocène moyen à supérieur une discontinuité de type hiatus (e.g., Gubbels et al., 1993 ; Reynolds et al., 2000, 2001 ; Uba et al., 2009), marquée notamment autour de 22°S par une paléoaltération importante due à l’interruption locale de la sédimentation, elle-même probablement provoquée par le déplacement du bassin vers l’ouest, lequel suggère (cf. Flemings & Jordan, 1989) une croissance rapide du volume orogénique andin à cette époque (Prezzi et al., 2009 ; voir la section suivante). Le dépôt de conglomérats grossiers a continué au moins jusqu’à ~4 Ma dans de nombreux secteurs de l’avant-arc, notamment sur la paléosurface du piémont pacifique antérieure aux incisions qui ont caractérisé cet intervalle. L’érosion a en effet creusé de profonds canyons à partir de ~9 Ma mais plus intensément autour de ~4 Ma dans le sud du Pérou (Thouret et al., 2007), et entre avant ~12 Ma et après 2.7 Ma dans le nord du Chili (Wörner et al., 2000, 2002). Ces incisions spectaculaires sont vraisemblablement dues à la combinaison de divers facteurs (e.g., Thouret et al., 2007 ; Hoke et al., 2007 ; Evenstar et al., 2009), dont le soulèvement de la partie continentale de l’avant-arc et de la Cordillère Occidentale ellemême, l’augmentation du ruissellement en relation avec les englacements locaux et les modifications de la pluviosité induits par la croissance de ce relief, les chutes du niveau marin pendant les glaciations quaternaires, etc. Les déformations : raccourcissement à l’est, extension et transcurrence à l’ouest Seules les Andes Orientales témoignent d’un raccourcissement significatif, qui semble s’être développé durant toute cette période, mais sans doute en deux temps : après une première « crise tectonique » entre ~27-26 et ~19 Ma (e.g., Sempere et al., 1990), une autre se serait développée à partir de ~14 Ma à ~10 Ma (e.g., Reynolds et al., 2000 ; Barke & Lamb 2006 ; Wise et al., 2008 ; Uba et al., 2009 ; Prezzi et al., 2009) — mais la chronologie de la propagation du raccourcissement demande à être précisée dans la plupart des régions. Divers travaux indiquent assez clairement que le raccourcissement de la ceinture subandine aurait commencé vers ~10-9 Ma en Bolivie et au moins dans le sud du Pérou (e.g., Gubbels et al., 1993 ; Jordan et al., 1997 ; Reynolds et al., 2001 ; Hernández et al., 2002, 2005 ; Campbell et al., 2006). Dans le sud de la Bolivie, une datation plus fine de l’enregistrement stratigraphique suggère que le raccourcissement régional aurait en fait commencé à s’accélérer vers ~12.5 Ma puis surtout entre ~8 et ~6 Ma (Uba et al., 2007, 2009).

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Figure 32. Failles normales synsédimentaires dans des dépôts lacustres d’âge Miocène moyen, en partie calcaires, de la Cordillère Occidentale du sud du Pérou (route de Candarave à Tarata).

Les Andes Occidentales témoignent au contraire d’une histoire tectonique marquée par des déformations en extension (Figs. 32 à 36) et sur décrochements (transpressives à transtensives). De nombreuses structures — notamment des flexures, des plis à grand rayon de courbure, des synclinaux très asymétriques, voire de simples basculements généralement appuyés sur des failles84 — ont généralement été interprétées comme d’origine compressive, mais on sait que ces types de structures peuvent aussi être produits en extension ou en transcurrence (e.g., Finch et al., 2004) : en l’absence de critères indiscutables, la signification de celles observées dans les Andes Occidentales est donc ambiguë, et comme on observe dans ce même domaine des structures clairement extensives ou décrochantes, le principe de parcimonie invite à aussi interpréter les premières comme le résultat de ces types de déformations. Dans l’avant-arc, le Groupe Moquegua et ses équivalents sont principalement déformés par des flexures caractéristiques, qui indiquent la présence d’une faille aveugle en profondeur. Celles-ci sont généralement interprétées comme des failles inverses (e.g., Farías et al., 2005) mais il peut en fait s’agir tout aussi bien de failles normales ou décrochantes85.

Figure 33. La grande faille normale de Lluclla (localisée sur les figures 30 et 34) fait reposer le bassin d’avant-arc cénozoïque contre le Batholithe Côtier. Déjà cartographiée par Sébrier et al. (1985), elle est parallèle à la fosse et pend vers elle. Une dizaine de kilomètres vers le sud-est (vallée du río Vítor), une structure de type roll-over affecte le Groupe Moquegua à proximité de cette même faille.

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Le long du flanc pacifique de la Cordillère Occidentale (c’est-à-dire l’arc), les successions stratigraphiques mésozoïques, et, dans certains cas, cénozoïques, présentent un basculement quasi systématique vers l’arc. Une géométrie similaire s’observe également le long du flanc nord-est du massif volcanique qui s’étend à l’ouest du lac Titicaca. Ces géométries très caractéristiques s’expliquent aisément par le jeu de failles normales le long de ces reliefs — d’origine magmatique — par simple accomodation latérale de l’épaississement crustal que le magmatisme y produit (cf. Tirel, 2004 ; Tirel et al., 2006). 85 Au coeur de ces structures s’observent des plis à axe vertical (Jahuay) ou des stries horizontales (Torán).

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A

B

N

“Moquegua D” ~15-0 Ma

m a i n

a r c FNLl

Plio-Q, small mafic volcanoes “Moquegua B” ~45-30 Ma

Figure 34. Exemples de déformations en extension à différentes échelles dans les Andes Occidentales du sud du Pérou. A : Quelques-unes des très nombreuses failles normales orientées perpendiculairement à la côte, ici à l’ouest de Moquegua. B : Au nord-ouest d’Arequipa, l’extension généralisée a récemment produit, en relation avec la réactivation de la grande faille normale illustrée sur la Figure 30, un chapelet de volcans monogéniques de compositions mafiques (Delacour et al., 2007). La région, et notamment les structures illustrées ici, sont caractérisées par des mécanismes focaux en extension et en décrochement sénestre (Grange et al., 1984 ; David, 2007). On note que la principale structure extensive, soulignée par les volcans mafiques, recoupe obliquement l’arc et se prolonge au sud-est jusque dans l’avant-arc. L’ensemble de ces observations et données signifie que l’arc, où la croûte est surépaissie à l’extrême (voir p. 39-42 ci-dessus), est soumis à une extension oblique, vraisemblablement d’origine gravitaire, dont l’ampleur est suffisante pour générer un magmatisme mafique, distinct du magmatisme d’arc, et en amener des produits à la surface. FNLl = faille de Lluclla (Figs. 30, 33).

Figure 35 (d’après Uribe, 2008). Compilation des mécanismes au foyer disponibles par le catalogue CMT pour le Pérou et l’Equateur. La taille des cercles décroissant avec la profondeur, la sismicité crustale correspond en gros aux cercles de grande à moyenne taille situés à l’est de l’avant-arc. On observe notamment que : • Dans le sud du Pérou pratiquement toute la sismicité crustale se situe dans la région andine et l’avant-arc, où elle est produite essentiellement en extension, tandis que la croûte de la ceinture subandine n’est pas sismique. • Dans le Pérou central, à l’inverse, toute la sismicité crustale se répartit le long de la ceinture subandine et y est produite en compression, tandis que la croûte de la région andine et de l’avant-arc n’est pratiquement pas sismique. Il est à noter que c’est sur les séismes en compression distribués à l’est des Andes du Pérou central que se sont basés Suárez et al. (1983) pour généraliser l’idée que les Andes résultent d’un raccourcissement crustal généralisé (voir p. 22-23 et Fig. 6).

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subvertical Miocene conglomerates, NW-striking, top to the left

W

E upsection

Miocene extensional detachment (Basin-&-Range-type)

Ayabacas Fm = ~90 Ma-old limestone megabreccia

A B

Ayabacas Fm (~90 Ma)

subvertical Miocene conglomerates, NNW-striking, top to W

to the Salcedo normal fault Figure 36. Le spectaculaire détachement d’Ayabacas, à l’ouest du lac Titicaca (localisation sur la Figure 37), est sans doute une des structures maîtresses qui en ont contrôlé la formation au Miocène. A : À Ayabacas même, les conglomérats très grossiers qui couronnent la succession cénozoïque régionale (région rougeâtre sur l’image B) sont subverticaux et reposent sur une unité crétacée (la Formation Ayabacas) moyennant un contact évidemment tectonique. Etant donné les relations locales (A) et régionales (B), il ne peut s’agir que d’une faille à forte composante normale, qui se rattache vers le sud à la grande faille normale de Salcedo affleurant dans les faubourgs est de Puno. B : L’épaisse succession cénozoïque (partiellement datée par Klinck et al., 1986) présente un pendage fort et une polarité stratigraphique vers l’ouest (A). Le détachement d’Ayabacas, de type Basin-and-Range et donc vraisemblablement synsédimentaire, est associé plus à l’ouest à d’autres failles normales NNE-SSO, à pendage dirigé vers le lac Titicaca, qui délimitent des blocs basculés vers l’ouest et exhument jusqu’à l’Ordovicien moyen (le fait qu’une unité aussi ancienne affleure est exceptionnel dans toute la région). Encore plus à l’ouest s’étend un grand massif d’origine magmatique, qui comprend notamment un granite porphyrique (à grandes orthoses) daté entre 19 et 17 Ma. On note ainsi la contemporanéité de manifestations magmatiques (mise en place d’un batholithe felsique), tectoniques (en extension), et sédimentaires (accumulations périphériques) au Miocène.

D’un point de vue conceptuel, les déformations en extension et sur décrochements qui caractérisent les Andes Occidentales du sud du Pérou s’expliquent aisément, dans leur ensemble, comme les effets des phénomènes magmatiques associés à la croissance crustale contemporaine (e.g., Rey et al., 2001 ; Tirel, 2004 ; Tirel et al., 2006), ainsi que d’un écoulement ductile de la croûte inférieure, longitudinal et transversal à l’orogène. 75


Il faut souligner que, dans les Andes Occidentales et hormis les structures transpressives, les seules manifestations indubitables de raccourcissement s’observent le long de l’escarpement pacifique de la Cordillère Occidentale, association significative qui s’explique aisément par le fait que cet escarpement est le siège d’un début de collapse gravitaire (Sempere & Jacay, 2006, 2007, 2008 ; Figs. 34, 37, 38), localement depuis au moins le début du Miocène supérieur (Wörner & Seyfried, 2001 ; Wörner et al., 2002). in the Western Andes, reverse faults only occur along the Pacific escarpment area of Ayabacas detachment (Fig. 36) and Salcedo normal fault

Cuajone thrust (Fig. 38A) Mirave thrust (Fig. 38B)

Figure 37. Il est remarquable que, hormis les structures transpressives, les seules failles indubitablement inverses observables dans les Andes Occidentales sont localisées le long de l’escarpement pacifique de la Cordillère Occidentale.

Cuajone thrust late Neogene, SW-vergent

A B Toquepala Group (arc rocks) 90-45 Ma

Moquegua Group (forearc deposits) 30-15 Ma

late Neogene, SW-vergent Mirave thrust Toquepala Group, 90-45 Ma

Moquegua Group, 30-15 Ma

Figure 38. Exemples de failles inverses, ici de faible pendage, associées à l’escarpement pacifique de la Cordillère Occidentale (localisations sur la Figure 37).

La section qui s’achève a tracé les grandes lignes de l’histoire de l’orogenèse. Il reste cependant à aborder deux questions importantes pour mieux la caractériser et en contraindre la chronologie : d’une part la difficile estimation des paléoaltitudes, d’autre part l’enregistrement de l’épaississement crustal par des marqueurs géochimiques magmatiques appropriés.

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Où et quand les Andes sont-elles devenues les Andes ? Scientific progress is based ultimately on unification rather than fragmentation of knowledge. At the threshold of what is widely regarded as the century of biology, the life sciences are undergoing a profound transformation. They have long existed as a collection of narrow, even parochial, disciplines with well-defined territories. […] The time is upon us to recognize that the new frontier is the interface, wherever it remains unexplored. F. C. Kafatos & T. Eisner, Unification in the century of biology, Science (303 : 1257), 27 février 2004.

Dans quelle région et à quelle époque les Andes Centrales sont-elles devenues de hautes montagnes ? Une telle interrogation est évidemment fondamentale, mais elle pose la difficile question des paléoaltitudes andines. Les méthodes thermochronologiques ne pouvant en fait y répondre,86 cette question a initialement été abordée par le biais de la morphologie de feuilles fossiles (e.g., Gregory-Wodzicki, 2000), mais il a été prouvé peu après que cette méthode sous-estimait systématiquement les paléoaltitudes, notamment dans le cas des Andes Centrales (Kowalski, 2002). Des estimations basées sur des approches géochimiques (Garzione et al., 2006, 2007, 2008 ; Ghosh et al., 2006 ; Quade et al., 2007) ont ensuite été publiées, mais elles ont été contestées en raison de leur mauvais accord avec l’enregistrement géologique (Sempere et al., 2006, 2008 ; Hartley et al., 2007 ; Hoke & Lamb, 2007 ; Picard et al., 2008) ; la démarche logique suivie par ces travaux vient d’ailleurs d’être sérieusement mise en cause sur le plan théorique (Ehlers & Poulsen, 2009). Les difficultés rencontrées par ces diverses méthodes, et les divergences sensibles qui séparent les estimations thermochronologiques disponibles, m’ont poussé, à la faveur d’un contact avec de jeunes biologistes de l’INRA, à développer une approche originale de la question, qui fait appel à ces marqueurs de la surface andine que sont les organismes d’altitude et à l’idée que certains éléments géographiques et chronologiques de son évolution sont inscrits dans leur phylogénie. La question très débattue du soulèvement andin Malgré les nombreux travaux menés dans les Andes Centrales au cours des dernières décennies, la chronologie de leur soulèvement reste débattue (e.g., Sempere et al., 2008). À titre d’exemple, la date de l’initiation de l’orogenèse principale dans la Cordillère Orientale du CAO a donné lieu à des estimations contrastées, qui varient entre ~26 Ma (Sempere et al., 1990) et ~40 Ma (Lamb & Davis, 2003). Si l’on se cantonne aux analyses de traces de fission, le soulèvement dans le CAO aurait lentement débuté vers ~46 Ma (Anders et al., 2002) ou entre ~36 et ~27 Ma (Barnes et al., 2008), et l’exhumation dans la Cordillère Orientale de la région de La Paz se serait accélérée à ~25 ± 5 Ma (Kennan, 2000) et/ou vers ~15-10 Ma (Masek et al., 1994 ; Barnes et al., 2006). Ghosh et al. (2006) ont même proposé que l’Altiplano se serait soulevé, depuis le niveau de la mer jusqu’à son altitude actuelle, entre ~10 et ~6 Ma, c’est-à-dire très tard. La question du soulèvement des Andes Centrales est en fait intensément débattue depuis quelques années, et, bien qu’un schéma général soit en train d’émerger, davantage de données indépendantes sont nécessaires afin de résoudre les divergences actuelles.

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Ces méthodes concernent le trajet vers la surface des roches échantillonnées (rock uplift) tandis qu’il s’agit ici de caractériser et dater l’accroissement de l’altitude à la surface d’un orogène (surface uplift). On se reportera à England & Molnar (1990) pour la distinction des divers sens présentés par la notion d’uplift.

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Les organismes vivants comme marqueurs de la surface : le potentiel de l’information phylogénétique pour la géologie Il est nécessaire d’effectuer une distinction fondamentale entre deux groupes d’approches relatives à la notion de soulèvement, qui correspond aux différents sens véhiculés par le terme anglais uplift (e.g., England & Molnar, 1990). D’une part, l’estimation et la chronologie de l’exhumation des roches — en quelque sorte le trajet subi par un volume de roche pour atteindre la surface — sont classiquement abordées par les méthodes thermochronologiques. D’autre part, la quantité et la chronologie du soulèvement de la surface — l’accroissement de l’altitude de la surface même de la Terre — peuvent être estimées par quelques méthodes paléoaltimétriques basées sur des marqueurs physiques (e.g., Kohn, 2007) ; cependant les paléoaltitudes restituées sont imprécises, du fait d’incertitudes importantes, et n’ont qu’une valeur locale. Mais la surface de la Terre peut aussi être caractérisée, plus régionalement d’ailleurs, par des marqueurs biologiques, puisque les organismes vivants présentent souvent des distributions géographiques et altitudinales caractéristiques et sont communément inféodés à des conditions environnementales (c’est-à-dire physiques) spécifiques, sur lesquelles ils sont susceptibles de renseigner.87 Beaucoup d’organismes vivants constituent donc des marqueurs environnementaux. Étant donné les progrès considérables du séquençage moléculaire et la richesse des bases de données ADN, il est maintenant possible d’envisager de faire appel à la phylogénétique d’organismes actuels pour faire progresser des questions d’ordre géologique.88 Une signature des évènements géologiques est en effet inscrite dans la topologie de la plupart des phylogénies moléculaires parce que l’évolution tectonique et climatique de la Terre a profondément influé sur l’évolution des organismes. La phylogéographie (l’analyse d’arbres phylogénétiques en termes de répartitions biogéographiques) renseigne sur les régions d’origine de taxons marqueurs d’environnements spécifiques, tandis que la phylochronologie (l’utilisation d’arbres phylogénétiques comme « horloges moléculaires ») permet d’estimer l’époque à laquelle ces environnements sont apparus. Dans les Andes du Pérou, une approche phylogéographique et phylochronologique combinée a récemment abouti à des résultats en grande cohérence avec les données géologiques (Picard et al., 2008), démontrant ainsi que la phylogénétique moléculaire peut effectivement éclairer certaines questions géologiques. Toutefois, parce que ces estimations sont individuellement imprécises, il est nécessaire de faire appel à plusieurs taxons indépendants de façon à moyenner les résultats et à améliorer leur précision, leur fiabilité et leur signification. Un orogène est une « usine à espèces » : l’extraordinaire exemple des Andes L’idée de base à l’origine de cette démarche est que la surrection de montagnes crée de nouveaux écosystèmes et déclenche par conséquent des radiations adaptatives. On peut donc s’attendre à ce que des données phylogénétiques concernant des organismes de montagne permettent de caractériser au moins certains aspects de l’acquisition de l’altitude. Plus 87

Par exemple, les informations fournies par la distribution géographique d’organismes fossiles étaient essentielles dans la démonstration par Alfred Wegener que les continents s’étaient séparés et déplacés au cours des temps géologiques (Wegener, 1915). 88 À ma connaissance, le premier article géologique basé sur ce type de méthode est celui de Craw et al. (2008), publié six mois avant Picard et al. (2008). Ce travail a utilisé la différentiation génétique de populations de poissons pour estimer l’âge de modifications du drainage d’une région de Nouvelle-Zélande au Quaternaire, et ainsi celui des évènements géologiques associés.

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particulièrement, la phylogéographie et la phylochronologie de tels organismes permettent de reconstruire les radiations syn-orogéniques correspondantes et d’estimer leurs chronologies, et par là de caractériser et dater l’apparition d’écosystèmes d’altitude, et donc le soulèvement de la surface. J’ai appliqué cette idée au cas des Andes Centrales à partir de la fin de l’année 2004, en collaboration avec Damien Picard et Olivier Plantard, alors à l’INRA de Rennes. Le premier d’entre eux venait en effet d’entrer en contact avec moi afin de vérifier auprès d’un géologue andin si ce qu’on savait alors des détails de l’orogenèse confirmait l’information indiquée par la structure caractéristique présentée par les arbres phylogénétiques qu’il obtenait.89 Ces arbres concernaient un parasite de la pomme de terre, le nématode à kyste Globodera pallida (Heteroderidae : Punctoderinae), dont il avait échantillonné les populations depuis l’extrême sud jusqu’à l’extrême nord du Pérou andin, où cette espèce est inféodée à des températures moyennes froides, c’est-à-dire en pratique à des altitudes supérieures à 2.0-2.5 km. Je compris aussitôt que c’était en fait la phylogénétique de tels organismes qui apportait à la géologie andine une précieuse information, et que celle-ci venait notamment confirmer l’idée, publiée l’année précédente, que la croûte inférieure ductile a flué au cours de l’orogenèse, transversalement et longitudinalement aux Andes, à partir de régions à croûte surépaissie (Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003). Dans les années qui suivirent je consacrai une part importante de mon temps à enrichir ce premier résultat d’ordre phylogéographique, en me formant à la phylogénétique moléculaire, en effectuant des recherches bibliographiques poussées, et en étendant le sujet à ses aspects phylochronologiques. Alors que le débat sur les paléoaltitudes andines s’était fait plus intense du fait des profondes divergences qui surgissaient, nous (Picard et al., 2007, 2008) avons apporté un éclairage complémentaire et original sur le sujet, en montrant également que la phylogénétique moléculaire d’animaux et de plantes de montagne est capable de caractériser et approximativement dater l’acquisition de l’altitude dans un orogène relativement récent. L’orogenèse andine a en effet imposé une forte pression adaptative sur les organismes qui vivaient dans l’ouest de l’Amérique du Sud. Cette évolution a déclenché de très nombreuses radiations animales et végétales (e.g., Hughes & Eastwood, 2006), qui expliquent que les Andes soient aujourd’hui une des régions les plus riches du monde en termes de biodiversité (e.g., Balslev, 1993). Il est donc envisageable de faire appel à certaines données biologiques pertinentes pour évaluer le développement et la chronologie de l’acquisition de l’altitude dans les Andes, c’est-à-dire de caractériser et dater le soulèvement orogénique de la surface andine. En particulier, l’altitude croissante a fait de la cordillère une « barrière de pluie » (rain barrier ; e.g., Houston & Hartley, 2003) : des forêts nuageuses se sont développées le long de son flanc oriental du fait que l’orographie y arrêtait désormais les masses d’air humide en provenance de l’Amazonie, tandis que les environnements devenaient plus arides à l’ouest et que des steppes d’altitude s’étendaient au-dessus de ~2–3 km. L’orogenèse a aussi produit une forte baisse des températures annuelles moyennes (mean annual temperatures, MATs) dans les régions qui ont subi un soulèvement. Aux latitudes tropicales, c’est-à-dire entre ~20°N et ~20°S, les MATs à basse altitude n’ont pas varié significativement depuis l’Oligocène (e.g., Gregory-Wodzicki, 2002), et les régions où les MATs sont les plus faibles sont situées en altitude. Les données moléculaires concernant les espèces d’altitude, c’est-àdire adaptées au froid, renseignent sur l’évolution syn-orogénique de ces organismes et fournissent en théorie un moyen indirect de caractériser et de dater l’acquisition de l’altitude. Ces radiations se sont communément accompagnées de sauts dans la distribution altitudinale des organismes, c’est-à-dire de leur adaptation à des MATs inférieures (e.g., Willmott et al., 2001 ; Altshuler et al., 2004). Parmi les plantes, les pommes de terre sauvages (Solanum 89

Information et structure explicitées ci-dessous.

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section Petota) sont un important exemple andin d’adaptation à l’altitude : parmi elles, plusieurs espèces natives des Andes Centrales témoignent d’une tolérance prononcée au gel (Spooner et al., 1999 ; Hijmans & Spooner, 2001 ; Hijmans et al., 2003). Les parasites de la pomme de terre, tels que les nématodes à kyste, ont co-évolué avec les pommes de terre sauvages et sont également adaptés au froid (Franco, 1977 ; Picard et al., 2008). L’étude phylogéographique et phylochronologique de Picard et al. (2008) a appliqué ces principes en s’intéressant à l’un d’entre eux, Globodera pallida, qui requiert des MATs basses et vit donc au-dessus de 2.0-2.5 km dans ces hautes terres tropicales. Un soulèvement diachrone longitudinalement distal clade

basal clades

distal clade

basal clade

CAO

Figure 39 (empruntée à Picard et al., 2008). Globodera pallida, un nématode parasite de la pomme de terre, est inféodé au Pérou à des milieux d’altitude supérieure à 2.0-2.5 km. Les arbres phylogénétiques concernant cette espèce, dont deux sont présentés ici en regard des sites où ses populations ont été échantillonnées au Pérou (Picard & Plantard, 2006 ; Picard et al., 2007), présentent une nette structure asymétrique échelonnée qui indique une colonisation des Andes péruviennes depuis le sud vers le nord. Étant donné l’inféodation de cette espèce au froid, c’est-à-dire, au Pérou, aux conditions d’altitude, cette structure caractéristique (cf. Mendelson & Shaw, 2005) démontre que le soulèvement andin s’est propagé le long des Andes péruviennes depuis le sud vers le nord. CAO = Central Andean Orocline (cf. Fig. 1).

Les arbres phylogénétiques des populations péruviennes de Globodera pallida présentent une nette structure échelonnée (Picard et al., 2007, 2008) : les lignées basales, plus anciennes, se localisent dans l’extrême sud du Pérou andin (région du lac Titicaca) et les lignées plus récentes s’échelonnent progressivement vers le nord (Fig. 39).90 Cette structure est corroborée par la distribution de la richesse allélique, qui est faible au nord et bien plus élevée au sud, indiquant par là que cette espèce est établie au sud depuis une époque bien plus ancienne. Des populations génétiquement divergentes de G. pallida ont donc progressivement colonisé des territoires de plus en plus septentrionaux à mesure que le soulèvement andin faisait franchir à ceux-ci l’altitude-seuil (2.0-2.5 km) à laquelle vit cette espèce et les rendait ainsi « habitables » par ce nématode. La colonisation du Pérou andin par cette espèce inféodée à 90

Ce type de structure phylogéographique reçoit une interprétation classique en termes de colonisation progressive depuis la région où est établi le clade le plus basal, dans la direction définie par les clades de plus en plus distaux. Cette interprétation a notamment été corroborée par un cas concernant les îles Hawaii, où la chronologie relative de la colonisation des différentes îles par des insectes, déduite d’une étude phylogénétique, coïncide avec la chronologie de l’émergence de ces îles, qui est bien connue (Mendelson & Shaw, 2005).

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l’altitude s’est donc effectuée longitudinalement du sud vers le nord, c’est-à-dire dans la même direction que celle dans laquelle le volume orogénique décroît (Fig. 51 : p. 107). Cette observation est renforcée par le fait que d’autres analyses phylogéographiques indépendantes (concernant des plantes, des lézards, des oiseaux, des rongeurs ; Picard et al., 2008, et données inédites) aboutissent à des schémas similaires. L’homogénéité de ces structures phylogéographiques indique sans beaucoup d’ambiguïté que les lignées inféodées à des altitudes 2 km se sont individualisées dans le sud du Pérou et le nord de la Bolivie andine, c’est-à-dire dans la moitié nord de l’orocline des Andes Centrales (CAO), et que les régions situées au nord et au sud du CAO ont été colonisées plus tard à partir de celui-ci. Ces résultats établissent que le soulèvement andin s’est d’abord développé dans le CAO puis s’est propagé longitudinalement vers le nord et le sud, validant l’idée d’un fluage ductile de la croûte inférieure andine au cours de l’orogenèse (e.g., Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003). Bien qu’il serait souhaitable de disposer de davantage d’études phylogéographiques pour confirmer la synthèse préliminaire proposée par Picard et al. (2008), le CAO, au moins dans sa partie septentrionale, apparaît ainsi comme la région dont sont originaires les lignées les plus anciennes de plusieurs taxons indépendants inféodés à l’altitude. Ceci implique que le CAO, qui est le segment andin où le volume orogénique est de loin le plus important (Fig. 1), est la région où des hautes altitudes ont d’abord été acquises. On en déduit que l’épaississement crustal, qui a produit le soulèvement de la surface, s’est initialement développé dans le CAO. Le fait que les hautes altitudes ont d’abord été acquises dans la région où la croûte est plus volumineuse laisse en outre supposer que ce volume orogénique plus important résulte d’un croissance crustale cumulée plus longue. Il est en effet cohérent, et satisfaisant pour l’esprit, que des altitudes suffisamment élevées pour créer de nouveaux écosystèmes et déclencher la radiation biotique de taxons de montagne aient été initialement acquises dans la région actuellement caractérisée par le volume orogénique le plus important. En résumé, la colonisation des hautes Andes du Pérou par des taxons de montagne a eu lieu depuis le CAO vers le nord, ce qui indique que les altitudes élevées ont été acquises dans cette direction. Celle-ci est aussi celle dans laquelle on observe une diminution marquée du volume orogénique (Figs. 1, 51 [p. 107]), coïncidence qui implique à nouveau une corrélation entre l’âge de l’acquisition des hautes altitudes et le volume orogénique actuel. Cette coïncidence est compatible avec l’hypothèse que la croûte des segments andins prolongeant le CAO vers le nord et le sud a été progressivement épaissie par un fluage crustal ductile à partir du CAO (Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003). Chronologie de la propagation longitudinale du soulèvement Les arbres phylogénétiques peuvent aussi être employés comme « horloges moléculaires » lorsqu’il y existe un point (ou un intervalle) d’ancrage dans le temps. Cet étalonnement des distances génétiques dans le temps permet d’estimer l’âge des divergences des groupes inféodés aux conditions d’altitude et donc l’époque à laquelle celles-ci sont apparues. Concernant les Andes Centrales, la littérature fournit, directement ou indirectement, un certain nombre d’« horloges moléculaires » basées sur divers taxons andins, comprenant notamment le groupe formé par les tomates et les pommes de terre, et sur des points ou intervalles d’ancrage géologiques et/ou biologiques (Picard et al., 2008). Les estimations auxquelles ces données aboutissent sont cohérentes : elles indiquent que des altitudes suffisantes pour avoir induit des radiations biotiques ont été acquises pour la première fois entre ~23 et ~18 Ma, c’est-à-dire au Miocène inférieur (Picard et al., 2008). En outre, les arbres phylogénétiques concernant spécifiquement Globodera pallida à l’échelle des Andes péruviennes indiquent que l’altitude-seuil de 2.0-2.5 km a été atteinte au Miocène inférieur (~23-18 Ma) dans le sud

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du Pérou, au Miocène moyen à supérieur (~16-11 Ma) dans le sud du Pérou central (segment d’Abancay), et à partir du Miocène terminal (~7-6 Ma) dans le Pérou central et du nord (Fig. 40). Les époques estimées par ces horloges moléculaires et les âges obtenus par les méthodes géochronologiques physiques sont cohérents et se complètent mutuellement pour clarifier et préciser les évolutions géologique et biologique des Andes péruviennes.

Figure 40 (empruntée à Picard et al., 2008). Dates de divergences des principaux clades de Globodera pallida estimées à partir des données phylogénétiques concernant cette espèce inféodée — au Pérou — à des altitudes supérieures à 2.0-2.5 km. Ces résultats indiquent que cette altitude-seuil a été atteinte au Miocène inférieur (~23-19 Ma) dans le sud du Pérou, au Miocène moyen à supérieur (~16-11 Ma) dans le sud du Pérou central (segment d’Abancay), et à partir du Miocène terminal (~7-6 Ma) dans le Pérou central et du nord.

Les estimations de Picard et al. (2008) indiquent qu’au moins une partie des Andes du sud du Pérou a passé l’altitude-seuil de 2.0-2.5 km vers ~23-18 Ma. Ce résultat est en excellent accord avec la conclusion de Sébrier et al. (1988), basée sur des observations géomorphologiques, selon laquelle la même région se situait déjà à au moins 2.0 km d’altitude vers ~20-17 Ma. Par conséquent il apparaît vraisemblable que la déformation régionale initiée à ~26 Ma dans la Cordillère Orientale de l’ouest de la Bolivie (Sempere et al., 1990) et l’augmentation des vitesses d’exhumation signalée à ~25 ± 5 Ma dans la même région (Kennan, 2000) reflètent une orogenèse majeure, qui a construit un volume orogénique où se sont développés des environnements d’altitude. L’accord est aussi excellent avec le résultat obtenu par Dunai et al. (2005) sur la base de mesures du 21Ne cosmogénique, selon lequel des surfaces géomorphologiques non indurées du nord du Chili n’ont pratiquement pas été affectées par l’érosion depuis ~25 Ma : ceci implique en effet que la région occidentale du CAO a essentiellement été soumise à des conditions hyperarides depuis l’Oligocène terminal, et donc qu’à cette époque de hautes montagnes jouaient déjà efficacement un rôle de « barrière de pluie ». Ces résultats sont également en excellent accord avec l’histoire magmatique elle-même. Dès 1995 Sandeman et al. soulignaient que la composition moyenne des produits magmatiques présente un net changement vers ~23-21 Ma dans le sud du Pérou (Wasteneys, 1990) et vers 82


~18 Ma dans l’ouest de la Bolivie (Jiménez et al., 1993), et estimaient que cette discontinuité traduisait le fait que la croûte de l’arc était devenue à cette époque — le Miocène inférieur, ici aussi — suffisamment épaisse pour augmenter sensiblement les « temps de résidence » crustaux des magmas générés par la subduction, et donc le degré de leur interaction avec la croûte qu’ils intrudaient et traversaient.91 Ces conclusions sont apparemment en désaccord avec les estimations paléoaltitudinales déduites de l’analyse de la morphologie de feuilles fossiles, selon lesquelles l’altitude d’une localité de l’ouest de l’Altiplano bolivien, proche du sud-Pérou et maintenant 3.94 km audessus du niveau de la mer, était comprise à 10.7 Ma entre 0 et 2.4 km (Gregory-Wodzicki, 2000) ou 0.5 et 1.8 km (Gregory-Wodzicki, 2002). Kowalski (2002) a cependant démontré que, au moins en Bolivie et en Asie orientale, la méthode actuelle basée sur la morphologie des feuilles sous-estime systématiquement les altitudes lorsque celles-ci sont élevées (car elle surestime les MATs, avec une erreur qui peut atteindre 15°C) étant donné qu’il n’est pas licite d’appliquer les équations établies dans des forêts nord-américaines à d’autres forêts du monde. Il est donc probable que les faibles paléoaltitudes estimées pour le Miocène supérieur en Bolivie andine par cette méthode sont des sous-estimations. Nos conclusions (e.g., Picard et al., 2008) suggèrent que l’analyse de la morphologie de feuilles fossiles produit effectivement des estimations paléoaltitudinales entachées d’une erreur systématique, et qu’il est de toute façon préférable de retenir la fourchette haute des intervalles d’incertitude associés à ces estimations. Sur la base d’analyses de 18O et des proportions de liaisons 13C-18O dans des nodules de paléosols carbonatés, respectivement, Garzione et al. (2006) et Ghosh et al. (2006) ont publié des estimations paléoaltitudinales pour le grand bassin de Corque, situé dans le centre de l’Altiplano Nord de Bolivie. Les estimations relatives aux dépôts d’âge 10.3 Ma ont été discutées par Hartley et al. (2007 ; réponse par Garzione et al., 2007) et par Sempere et al. (2006 ; réponse par Eiler et al., 2006), respectivement, parce qu’elles étaient en désaccord marqué avec l’enregistrement géologique régional. Ces estimations ont cependant été ensuite corrigées par Garzione et al. (2007) et Quade et al. (2007), respectivement : selon la méthode employée, l’Altiplano aurait été, avant 10.3 Ma, entre 0.4 et 2.2 km d’altitude (Garzione et al., 2007) ou, plus précisément, entre 0.4 et 0.8 km (Quade et al., 2007). Nos conclusions (e.g., Picard et al., 2008) suggèrent ici aussi qu’il est sans doute préférable de retenir la fourchette haute de ces intervalles d’incertitude. Cependant, le bassin de Corque a la particularité d’être limité par des failles subverticales profondes92 : il s’agit apparemment d’un bassin de type pull-apart, dont la surface a longtemps pu se trouver à des altitudes bien plus basses que celles des montagnes environnantes (Sempere et al., 2006). Les résultats de Picard et al. (2008) estiment que dans le segment d’Abancay l’altitude a dépassé 2.0-2.5 km au cours du Miocène moyen à supérieur (Fig. 40). Des âges par traces de fission sur apatites indiquent également que ce segment a été exhumé à la même époque (van Heiningen et al., 2004). La différence de longueur des segments délimités sur la Figure 40 suggère que la propagation du soulèvement vers le nord-ouest est restée freinée dans le segment d’Abancay pendant le Miocène moyen et le début du Miocène supérieur, et que cette situation s’est débloquée au Miocène terminal par la rapide propagation du soulèvement le 91

Il vaut la peine de citer textuellement Sandeman et al. (1995, p. 1064) : « We consider this interval in Andean evolution (~18 to 23 Ma in the Main Arc and ~17 to 22 Ma in the Inner Arc [= backarc]) to represent a crustal thickness threshold in terms of petrogenesis. In the Main Arc, this is envisaged to have attended the transition from an environment favoring the emplacement of potassic (shoshonitic), essentially primary mantle melts (Wasteneys, 1990) to a regime wherein melts derived through more extensive (and higher degrees of) mantle melting were involved in a deep-crustal environment of melting, assimilation, storage, and homogeneization (MASH zone) (Hildreth and Moorbath, 1988). » 92 En font foi des documents sismiques pétroliers inédits de la compagnie YPFB, que j’ai été autorisé à consulter entre 1986 et 1990.

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long du Pérou central et du nord. L’orientation de la cordillère andine présente une inflexion prononcée au niveau du segment d’Abancay (Figs. 1, 39, 40), lequel marque la terminaison nord-ouest du CAO (Roperch et al., 2006). Etant donné que jusqu’au Miocène supérieur le soulèvement ne s’était pas propagé au-delà du segment d’Abancay, il est vraisemblable que pendant l’essentiel du Miocène (et sans doute l’Oligocène terminal) l’épaississement crustal, et donc l’orogenèse elle-même, n’avaient affecté que le CAO — c’est-à-dire qu’avant ~9 Ma l’essentiel du volume orogénique des Andes Centrales était limité au CAO. Cette déduction constitue un élément important du modèle que je propose dans ce mémoire, et j’y reviendrai. Les rotations tectoniques d’axe vertical, que les études paléomagnétiques mettent en évidence dans les Andes, reflètent des processus orogéniques (e.g., Butler et al., 1995 ; Rousse et al., 2003 ; Richards et al., 2004 ; Roperch et al., 2006 ; Taylor & Roperch, 2007), et leur chronologie informe donc indirectement sur le soulèvement. Il est intéressant que la région d’Ayacucho, située dans le sud du Pérou central et à l’extrémité nord du segment d’Abancay, a subi une rotation antihoraire de 11 ± 5° entre ~9 et ~7 Ma (Rousse et al., 2002), et que selon Picard et al. (2008) elle a été soulevée au-dessus de 2.0-2.5 km au Miocène supérieur à terminal, c’est-à-dire à la même époque. Dans le reste du Pérou central, cette altitude-seuil a été franchie à partir du Miocène terminal (~6.4 Ma ; Fig. 40), en excellent accord avec de nombreuses données géologiques qui confirment que le soulèvement de cette région, particulièrement remarquable dans la Cordillera Blanca93 (Fig. 40), a eu lieu depuis cette époque : des analyses de traces de fission sur apatite indiquent que la vitesse moyenne de l’exhumation y a été élevée — ~1 km/Myr — depuis ~8 Ma (Montario, 2001) ; l’incision des canyons, déclenchée par le soulèvement, y a principalement eu lieu entre 8 et 5 Ma (Montario et al., 2005), tandis que la région subissait une rotation antihoraire de 15 ± 7 ° (Rousse et al., 2003) ; à une échelle plus régionale, diverses méthodes thermochronologiques aboutissent à des résultats cohérents, selon lesquels le soulèvement a été particulièrement vigoureux entre 6 et 2 Ma (Garver et al., 2003 ; Perry and Garver, 2004 ; Garver et al., 2005). Une approche combinée, faisant appel à la phylogéographie et à la phylochronologie d’organismes d’altitude, permet donc de conclure, en cohérence avec les éléments géologiques et géochronologiques disponibles, qu’au Pérou les altitudes supérieures à 2.0-2.5 km ont initialement été acquises (1) dans la région de l’orocline des Andes Centrales (CAO) et (2) au Miocène inférieur. Le soulèvement a profondément modifié les conditions environnementales à la surface de l’orogène, ce qui a déclenché de nombreuses et diverses radiations biotiques d’organismes de montagne, c’est-à-dire adaptés au froid. Au Pérou, le soulèvement s’est progressivement propagé vers le nord le long de la cordillère andine, élevant de nouveaux territoires au-dessus de seuils d’altitude biotiques et les rendant ainsi aptes à être colonisés par les organismes de montagne déjà établis plus au sud. Un tel phénomène confirme l’idée d’un épaississement crustal par fluage longitudinal de la croûte inférieure ductile à partir du CAO (Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003), et notre approche phylogéographique le date du Miocène supérieur. En plus des accords avec la géologie signalés ci-dessus, ces résultats sont remarquablement compatibles avec le fait que l’épaississement crustal orogénique a apparemment commencé vers ~10 Ma dans les Andes Centrales du Nord (Pérou central, voir p. 43 ci-dessus) comme dans celles du Sud (Chili central ; Farías et al., 2008), deux segments qui constituent des sortes d’appendices du CAO relativement symétriques vers le nord et le sud (Fig. 1). Étant donné que les horloges moléculaires basées sur Globodera pallida fournissent des estimations qui sont cohérentes avec d’autres résultats phylo-, thermo-, et géochronologiques, 93

Située entre ~8.5° et ~10° de latitude sud, c’est-à-dire à un millier de kilomètres au sud de l’équateur, la Cordillera Blanca comprend de nombreux sommets englacés et culmine à 6768 m au Nevado Huascarán — le plus haut sommet du Pérou. On y est ainsi en présence d’une orogenèse active, qui se trouve — mais est-ce un hasard ? — étroitement associée à la mise en place et à l’exhumation d’un batholithe granitique.

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il faut admettre qu’elles permettent de dater approximativement la propagation du soulèvement. Le tableau qui émerge de ces résultats comprend les aspects suivants (Picard et al., 2008) : • Pendant la plus grande partie du Miocène, les altitudes élevées (2.5 km) sont essentiellement cantonnées au CAO, et c’est donc dans cette seule région que se développe un épaississement crustal suffisant pour les générer et les maintenir. • Une expansion orogénique se produit à partir du Miocène supérieur à terminal, qui permet au soulèvement, et donc à l’épaississement crustal, de se propager rapidement au nord et au sud du CAO, en faisant très vraisemblablement intervenir un écoulement longitudinal de matière ductile au sein de la croûte inférieure. • L’épaississement crustal dans les Andes Centrales se serait donc apparemment développé en deux étapes (Sempere et al., 2008) : l’une à partir de l’Oligocène supérieur et/ou du Miocène basal, et la seconde à partir du Miocène supérieur. Ceci est en accord avec les résultats thermochronologiques et paléoaltimétriques récemment obtenus au sud-Pérou et en Bolivie (e.g., Ghosh et al., 2006 ; Garzione et al., 2006, 2007, 2008 ; Gillis et al., 2006 ; Schildgen et al., 2007 ; Quade et al., 2007 ; Thouret et al., 2007 ; Ehlers & Poulsen, 2009). Forçages géologiques de l’Évolution et de la biodiversité : vers des synergies entre phylogénétique et géologie ? Les résultats obtenus par Picard et al. (2008) sont clairement en cohérence avec les phénomènes géologiques de même âge connus le long des Andes péruviennes, et ceci bien que les incertitudes qui accompagnent les estimations phylochronologiques soient substantiellement plus importantes que celles produites par les méthodes géochronologiques. Une telle approche combinée — phylogéographique et phylochronologique — d’un soulèvement à une échelle régionale s’en trouve validée. Le fait que des données phylogénétiques puissent éclairer la difficile question du soulèvement de la surface des Andes ouvre évidemment des perspectives pour estimer les directions et la chronologie de l’acquisition de l’altitude dans d’autres orogènes cénozoïques. La phylogénétique moléculaire se révèle ainsi capable d’apporter des éléments de réponse à certaines problématiques géologiques. Il est en effet évident qu’une « signature » d’évènements géologiques est inscrite dans la topologie de nombreuses phylogénies moléculaires, étant donné que l’histoire du climat et des plaques terrestres a joué un rôle important dans la diversification des organismes vivants. Les analyses d’arbres phylogénétiques en termes de distributions biogéographiques mettent en évidence des schémas phylogéographiques qui fournissent de précieuses indications quant aux régions où sont apparus certains taxons spécifiques et donc les conditions environnementales auxquelles ils sont inféodés. Employées comme horloges moléculaires, les données phylogénétiques permettent d’estimer à quelle époque ces conditions se sont établies. Cependant, parce que ces estimations sont individuellement imprécises, il faut prendre soin de faire appel à plusieurs taxons indépendants de façon à moyenner les résultats et améliorer leur précision, leur fiabilité, et leur signification. En outre, les arbres phylogénétiques renferment une information géologique qu’on peut tenter de déchiffrer et d’utiliser en retour pour mieux analyser et comprendre ces arbres. Le degré de « congruence géologique » d’un arbre phylogénétique pourrait ainsi aider à en évaluer la pertinence. L’identification de « signatures géologiques » dans ces arbres permettrait de les ancrer dans le temps absolu (géologique), et de mieux comprendre le rôle de l’histoire géologique dans l’Évolution.

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L’enregistrement de l’épaississement crustal par la géochimie des magmas Les esprits médiocres condamnent d’ordinaire tout ce qui passe leur portée. François de La Rochefoucauld (1613-1680), Maximes (375), 1678.

Dans le CAO — le segment des Andes où la croûte atteint ses épaisseurs maximales —, les magmas d’arc présentent une composition géochimique dans l’ensemble « enrichie », qui a varié significativement dans le temps et l’espace. Une discussion détaillée des nombreuses données disponibles (Mamani et al., 2010) montre que cet enrichissement et ses variations dans le temps et l’espace ne peuvent avoir été causés ni par l’existence d’une lithosphère continentale enrichie, ni par une contamination provoquée par des sédiments subduits et/ou par l’érosion tectonique de la base de la croûte de l’avant-arc. Ils s’expliquent bien plus logiquement par le fait que les magmas issus du manteau ont interagi de façon croissante avec la croûte ancienne et composite où l’arc a été actif, à mesure qu’elle s’épaississait sous l’effet de ce même magmatisme (Davidson & Arculus, 2006 ; Mamani et al., 2010). La géochimie des magmas renseigne sur l’épaisseur de la croûte qu’ils ont dû traverser pour parvenir à, ou près de, la surface — c’est-à-dire là où les roches qu’ils ont produites sont très généralement échantillonnées. Cette épaisseur conditionne en effet la longueur et la durée de leur migration à travers la croûte, et donc la probabilité de leur stagnation et/ou différentiation au sein de celle-ci, et ainsi le degré auquel les magmas générés dans le coin mantellique ont interagi avec la croûte de l’arc à ses différentes profondeurs. Dans le cas d’une croûte qui s’épaissit, un phénomène fondamental est que sa tranche inférieure est soumise à une pression lithostatique croissante qui conduit à une résorption du plagioclase et au développement concomitant de minéraux tels que l’amphibole ou le grenat comme phases stables dans les roches que traversent les magmas ainsi que dans celles qui y cristallisent à partir d’eux (Hildreth & Moorbath, 1988 ; Kay et al., 1999 ; Muntener et al., 2001 ; Lee et al., 2006 ; Macpherson et al., 2006). Étant donné les affinités contrastées des terres rares lourdes (HREE) pour le grenat, et celles des terres rares intermédiaires (MREE) par rapport aux HREE pour l’amphibole, ainsi que les signatures du plagioclase en termes d’éléments-traces (La/Sr faible, anomalie en Eu, etc.), la présence de grenat, d’amphibole ou de plagioclase affecte de façon caractéristique les spectres de terres rares des magmas qui interagissent avec, ou sont générés dans, la tranche inférieure d’une croûte épaissie (McMillan et al., 1993 ; Kay et al., 1999 ; Macpherson et al., 2006). Ce phénomène est particulièrement bien enregistré par les rapports Sm/Yb et Dy/Yb, comme illustré par Mamani et al. (2010) dans le segment d’arc situé au coeur du CAO. Les rapports Sr/Y, La/Yb et La/Sm sont particulièrement sensibles à la présence de grenat ou de plagioclase, étant donné que Sr et La ont une affinité marquée pour le plagioclase (resp. Y et Yb pour le grenat) : ainsi des rapports Sr/Y, La/Yb et La/Sm élevés (resp. bas) indiquent l’absence (resp. la présence) de plagioclase et la présence (resp. l’absence) de grenat au cours de l’évolution d’un magma. Cependant, un appauvrissement en HREE n’a lieu que dans le cas où le magma interagit significativement avec une croûte inférieure dont la composition a permis ou permet le développement d’amphibole et/ou de grenat sous une pression croissante : le fait qu’on observe à toutes les époques de nombreuses roches volcaniques dont le spectre de REE montre un fractionnement relativement faible, que la croûte ait été mince ou épaisse, indique simplement que les magmas correspondants n’ont pas interagi significativement avec des lithologies crustales favorables à un tel fractionnement. La relation entre l’épaisseur crustale et les signatures d’éléments-traces n’est donc pas simple et directe, et en pratique seules les variations des valeurs maximales de rapports tels que Sr/Y, Sm/Yb, et Dy/Yb informent sur l’épaississement crustal (Mamani et al., 2010).

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Dans un but didactique, et en raison de sa concision et de sa clarté, il n’est pas inutile de citer ici in extenso le passage suivant de Davidson & Arculus (2006), qui soulignent que l’épaisseur crustale est un facteur de première importance pour comprendre dans le détail la géochimie des magmas andins : « Magma genesis in the Andes — mass flux and maturation of the continental crust If Andean arc rocks compositionally resemble “continental crust,” as claimed earlier in this chapter, then the processes that modify Andean magmas subsequent to separation from the subarc mantle may represent those responsible for the characteristics of the continental crust in general. The following broad observations are pertinent to the discussion. The crustal thickness along the Andes varies from ~35 km in the southern volcanic zone (SVZ) to ~70 km in the central volcanic zone (CVZ). The ages of the crust vary from Phanerozoic in the SVZ, much of it post-Paleozoic, to as old as 2 Ga in the CVZ. Where the crust is thickest and oldest, the isotopic characteristics of young volcanic rocks are the most “crust-like” (high 87 Sr/86Sr, low 143Nd/144Nd). Whereas this might be regarded as a coincidence, there is most likely to be a fundamental connection between the isotopic compositions of the magmatic rocks and those of the basement through which they have ascended (Davidson et al., 1991). This association is particularly clear from Pb isotope compositions of the volcanic rocks that bear a striking connection to those of the basement (Wörner et al., 1992). Clear differences in major element trends are seen where magmas pass through crust of different thickness. The CVZ magmas are consistent with both mixing and higher-pressure fractionation (high clinopyroxene/olivine ratio). In this respect, we note the relatively high Mg# and Ni of continental crust and central Andean magmatic rocks relative to simple island arc basalt differentiates. This feature has been suggested by Kelemen (1995) to support a model of high-Mg andesite flux from the mantle, but we argue here that it is a simple consequence of contamination and mixing in the crust. The differences in major element characteristics appear, therefore, to be related to crustal thickness. Plank and Langmuir (1988) have suggested this type of global correlation reflects the degree of melting in the sub-arc mantle wedge — a function of the vertical distance over which melting occurs (inversely related to crustal thickness). However, this cannot satisfactorily explain isotopic differences. The alternative preferred here is that thicker crust impedes ascent leading to more and deeper contamination. Higher pressure leads to higher clinopyroxene/olivine in the fractionating assemblage, and consequently lower CaO/MgO in the differentiates [cf. Fig. 21A]. Among CVZ magmas, relative enrichment in incompatible trace elements (e.g., LREE-enrichment) occurs with differentiation, probably as a combination of AFC and high-pressure fractionation where amphibole and garnet are able to rotate REE patterns. Protracted feldspar differentiation, perhaps at shallower levels, increases Rb/Sr. With time, the higher Rb/Sr ratios and lower Sm/Nd ratios generate the relatively high 87Sr/86Sr and low 143Nd/144Nd that are characteristic of the crust. Isotope compositions are modified during differentiation by AFC/MASH. Where the crust is thickest, no primary magma isotope characteristics are preserved. In the central Andes, even the most mafic magmas (barely basaltic = “baseline”; Davidson et al., 1991) are isotopically modified by ubiquitous deep-level interaction with crust. Elevation of 18O beyond the range for mantle and high-T differentiates (from +5.5 to +6.5 %) implicates interaction with crust. We argue that the sum of these observations indicates that the continental crust-like geochemical signatures of Andean magmas are generated by differentiation of mantle-derived magmas at the base and within the arc crust. The differentiation must involve interaction with pre-existing crust, some of which has been affected by surficial processes (low-T interaction with H2O is required to develop elevated 18O). In addition, separation is required of cumulate material produced during crystallization, perhaps accompanied by residual material produced by partial melting, particularly partial melting of juvenile material such as mafic underplates. This process of progressive hybridization and its chemical consequences is preserved in rare instances of deep crustal exposures, such as the Ivrea Zone, Northern Italy (Voshage et al., 1990), and Fiordland, New Zealand (Klepeis et al., 2003). Given an initial mass flux of material with an arc-trace element signature, the ultimate production of continental crust as defined compositionally is therefore dependent on a second

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stage of maturation, in which thickening is a fundamental factor. A thick crust impedes magma ascent, promoting stalling, differentiation, and contamination. Furthermore, a thick crust stabilizes mineral phases capable of fractionating the REE during contamination, partial melting or fractional crystallization as magmas differentiate. »

Figure 41 (d’après Mamani et al., 2010 ; l’échelle des temps est logarithmique). Le fait que l’épaississement crustal fait croître la pression lithostatique dans la croûte inférieure y produit une évolution de sa minéralogie, qui induit des fractionnements d’éléments-traces dans les magmas avec lesquels interagissent cette croûte et les résidus qui s’y forment. Un rapport Dy/Yb ou Sm/Yb élevé indique donc que le magma a interagi avec une croûte et/ou des résidus riches, respectivement, en amphibole ou en grenat. L’évolution de ces rapports dans le CAO met ici en évidence différentes étapes de l’orogenèse, qui sont en bon accord avec celles définies par d’autres approches. L’évolution au cours du temps des valeurs maximales de ces rapports indique notamment que l’épaississement crustal a débuté vers 90 Ma, et a significativement augmenté à partir de 30 Ma, avec apparemment une accélération autour de ~4 Ma. Le champ des ignimbrites est décalé vers les valeurs inférieures par rapport au champ des laves et intrusions du fait que les magmas qui ont produit ces ignimbrites ont interagi davantage avec la croûte supérieure et moins avec la croûte inférieure.

Une récente compilation de nombreuses données concernant les magmas d’arc et d’arrièrearc dans le sud du Pérou et le nord du Chili (Mamani et al., 2010) confirme que la plupart des paramètres géochimiques des magmas andins ont varié significativement au cours du temps et, plus particulièrement, de l’orogenèse. Des rapports tels que Sm/Yb et Dy/Yb présentent une nette augmentation de leur valeur maximale au cours du temps (Fig. 41), tandis que leurs valeurs minimales montrent une augmentation beaucoup moins marquée (ainsi Sm/Yb pour les laves et intrusions jusqu’à ~1.5 Ma), voire une certaine constance (ainsi Sm/Yb pour les ignimbrites, et Dy/Yb pour l’ensemble des produits magmatiques). Ceci indique que seules les valeurs maximales de rapports tels que Sm/Yb et Dy/Yb informent sur la minéralogie de la croûte inférieure, et donc sur l’épaisseur crustale à l’époque de la mise en place de ces magmas dans la croûte supérieure ou à sa surface. L’évolution de ces indicateurs au cours du temps (Fig. 41) confirme, de façon indépendante, que l’épaississement crustal a débuté vers 90 Ma avec le développement de l’arc Toquepala, s’est sensiblement accéléré à partir de 30 Ma avec le magmatisme Tacaza, et s’est ensuite poursuivi assez régulièrement, pour connaître apparemment une nouvelle accélération depuis ~4 Ma.

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De troublantes coïncidences, géométriques et chronologiques C’est cette profonde honnêteté intellectuelle […] dans l’observation des faits géologiques qui me paraît caractériser l’oeuvre et l’influence d’Eugène Raguin : d’abord observer sans rien introduire de préconçu, s’efforcer de comprendre, faire sa place à chaque idée, en dégager une synthèse. Jean Goguel (1908-1987), Hommage à Eugène Raguin (1900-2001), 1971.

Dans les Andes Centrales, l’épaisseur crustale est maximale le long de l’arc magmatique, où le raccourcissement observable en surface est clairement insuffisant pour l’expliquer, ainsi qu’autour de la meseta volcanique de Los Frailes. Observant le premier cette éloquente coïncidence géométrique au niveau de l’arc, le sismologue James (1971a,b) a proposé très tôt que c’était le magmatisme d’arc qui était à l’origine de l’épaississement crustal dans cette partie des Andes. Cette coïncidence, qui n’est somme toute que « synchronique », a ensuite été confirmée au Pérou par des profils gravimétriques (Fukao et al., 1989), puis dans d’autres régions du CAO par d’autres études géophysiques.94 L’interprétation de James (1971b) a ainsi été confortée par Kono et al. (1989), puis précisée par James & Sacks (1999). La lecture « diachronique » de l’orogenèse andine, exposée ci-dessus dans la grande section qui s’achève avec ces pages, montre clairement qu’au-delà de la simple coïncidence géométrique entre magmatisme d’arc, épaisseur crustale, et raccourcissement insuffisant, il existe aussi de troublantes coïncidences chronologiques : des phénomènes magmatiques particuliers et volumineux sont en effet intervenus chaque fois qu’un épaississement crustal a eu lieu, c’est-à-dire au Crétacé supérieur, à partir de l’Oligocène moyen, et à partir du Miocène moyen à supérieur.95 Ces coïncidences chronologiques viennent évidemment renforcer considérablement la signification de la coïncidence géométrique observée par les diverses approches géophysiques mentionnées, et donc soutenir l’interprétation générale qui en avait été donnée par James (1971b), Kono et al. (1989), et James & Sacks (1999). En outre, l’articulation de toutes les données fiables au sein d’un modèle cohérent permet de préciser certains détails importants des évènements et des processus intervenus au cours des différentes étapes de l’épaississement crustal. Les Andes avant les Andes Il est probable que l’arc orogénique carbonifère, dont l’existence a récemment été démontrée dans le nord du Pérou central, se prolongeait vers le nord et le sud le long de la marge de ce qui était alors le Gondwana occidental (Chew et al., 2007a). La fin de cette orogenèse d’arc, vers ~300 Ma, s’est manifestée par la mise en place de conditions distensives durables le long de ce qui allait devenir la marge andine. De fait, entre ~300 et ~90 Ma, soit pendant plus de 200 Myr, il n’y a pas d’Andes. L’arc magmatique forme vraisemblablement un chapelet d’îles plus ou moins importantes mais suffisamment espacées pour permettre à un vaste bassin d’arrière-arc marin de communiquer avec ce qui est déjà (Collins, 2003 ; Murphy & Nance, 2008) l’océan Pacifique. Cet arc est cependant soumis à des pulsations plutoniques qui ont pu épaissir sa croûte, au moins localement (ainsi vers ~160 Ma dans la région d’Ilo ; Clark et al., 1990), mais aussi plus régionalement (au moins de ~110 à ~94 Ma ; Pitcher et al., 1985 ; Mukasa, 1986 ; Clark et al., 1990 ; Soler & Bonhomme, 1990). Pour le sud du Pérou, les données géochimiques confirment que ce segment de la marge a essentiellement subi un 94 95

Voir les pages 33 à 42 de ce mémoire. Ces coïncidences sont résumées synoptiquement sur la Figure 47 ci-après.

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étirement et un amincissement lithosphérique au cours de cet intervalle : les rapports 87Sr/86Sr bas et les valeurs élevées de Nd indiquent que les magmas étaient essentiellement dérivés du manteau et qu’ils n’ont que très faiblement assimilé la croûte mature de la marge, laquelle restait mince étant donné la faiblesse des rapports Dy/Yb et Sm/Yb (Mamani et al., 2010). La naissance des Andes Un bouleversement se produit le long de la marge péruvienne vers ~90 Ma, probablement au Turonien terminal (e.g., Jaillard & Soler, 1996 ; Jaillard et al., 2005 ; Callot et al., 2008a) : le bassin d’arrière-arc, marin jusque là, se continentalise rapidement, malgré une subsidence accrue, et se remplit de dépôts détritiques rouges, dont la taille de grain moyenne augmente vers le sud-ouest où ils passent à des conglomérats volcaniclastiques grossiers (Fig. 42). En effet ces sédiments proviennent désormais de la région de l’arc, alors qu’auparavant le bassin s’approfondissait au contraire dans cette direction. Il est clair que l’arc forme maintenant un relief bien plus important qu’auparavant, pratiquement continu à l’échelle du Pérou, et donc que la croûte y est en voie d’épaississement.

Figure 42. Synopsis des changements et évènements autour de ~90 Ma le long de la marge péruvienne et dans l’océan Pacifique. La partie gauche de la figure résume l’enregistrement sédimentaire au Crétacé moyen et supérieur dans l’arrièrearc du sud du Pérou (voir la Figure 29 pour localiser approximativement ce transect stratigraphique). Les taux moyens de sédimentation (sans décompaction), qui informent sur les variations du taux de subsidence dans le temps et l’espace, sont exprimés en m/Myr. Références numérotées : 8 = Callot et al. (2008a) ; 9 = Mukasa (1986) ; 10 = Wipf (2006) ; 12 = Kerr & Tarney (2005) ; 13 = Ritzwoller et al. (2004) ; 19 = Clark et al. (1990).

Dans le sud du Pérou andin, la fin du fonctionnement de la plateforme carbonatée du Crétacé moyen est marquée par l’un des plus grands glissements sous-marins connus au monde : cet évènement spectaculaire, unique dans l’histoire géologique régionale, a déstabilisé les dépôts du bassin d’arrière-arc sur plus de 80 000 km2 (Fig. 28 ; Callot et al., 2008a,b). Ce collapse géant de la plateforme, qui a paradoxalement inauguré la continentalisation de l’arrière-arc, n’a pu être déclenché que par une modification profonde et rapide des conditions régionales de la subduction. Il a d’ailleurs coïncidé dans le temps avec la réactivation marquée de l’arc volcanique, et avec les débuts respectifs de la mise en place des unités les plus volumineuses du Batholithe Côtier (Mukasa, 1986) et du seul soulèvement notable qui ait affecté la région côtière à ces latitudes (Wipf, 2006) (Fig. 42). La conjonction 90


de ces évènements très divers peut recevoir une explication simple : une augmentation rapide de l’angle du plongement du slab (avec ou sans rollback) a étiré transitoirement la lithosphère sus-jacente, provoquant le collapse géant du bassin d’arrière-arc, et a élargi le coin mantellique, causant un upwelling de matériel asthénosphérique et ainsi un accroissement de l’alimentation du magmatisme d’arc (Fig. 43).

Figure 43. Pendant le Crétacé moyen (a), l’arrière-arc sud-péruvien est occupé par une plateforme carbonatée s’approfondissant vers le sud-ouest, tandis que l’arc volcanique est peu actif. Vers ~90 Ma (b), l’arrière-arc subit transitoirement une extension sensible (attestée par des failles normales synsédimentaires) qui déstabilise cette plateforme et la fait s’effondrer en masse vers le sud-ouest. Après ~90 Ma (c), le bassin d’arrière-arc est occupé par des environnements essentiellement continentaux, alimentés en sédiments détritiques depuis le sud-ouest — ce qui révèle qu’un relief continu a émergé le long de l’arc magmatique. Cette évolution reçoit une explication simple : l’augmentation du plongement de la plaque subduite étire transitoirement la marge sus-jacente et surtout, du fait de la croissance rapide du coin asthénosphérique et donc de la décompression du manteau, conduit à une intensification du magmatisme d’arc.

Un tel bouleversement géodynamique dans le sud du Pérou met en lumière quelles peuvent être, dans les zones de subduction en général et à ces échelles, les relations et interactions entre géométrie dynamique de la subduction, magmatisme d’arc, tectonique de la croûte supérieure, sédimentation et environnements. Au Pérou cet évènement s’est accompagné par une réactivation notable de l’activité volcanique et plutonique de l’arc, laquelle s’est poursuivie par l’émission de volumes considérables de laves et sans doute de produits volatils pendant tout le Crétacé supérieur.96 Entre le Crétacé supérieur et l’Oligocène moyen (~90-30 Ma), dans le sud du Pérou et le nord du Chili, les produits magmatiques témoignent d’une augmentation des rapports Dy/Yb et Sm/Yb, qui corrobore le développement d’un début d’épaississement crustal (Fig. 41). Les rapports 87Sr/86Sr plus élevés et les Nd inférieurs reflètent un accroissement de l’assimilation et de la contamination des magmas par des matériaux crustaux plus matures. Les rapports isotopiques du plomb confirment que ces magmas d’origine mantellique ont bien été contaminés par la croûte en fonction de sa composition locale (Mamani et al., 2010). 96

L’étude de la construction de l’arc et de ses répercussions environnementales régionales est abordée depuis 2008 par la thèse doctorale de S. Demouy (LMTG, Toulouse). Le fait que ce bouleversement coïncide apparemment avec le début du refroidissement global caractéristique du Crétacé supérieur invite aussi à s’interroger sur le possible impact de la construction d’une longue chaîne volcanique perpendiculaire à la circulation atmosphérique dans l’hémisphère sud, et de ses émissions gazeuses et particulaires, sur l’évolution globale du climat à cette époque.

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A l’origine de l’épaississement et de l’orocline : le singulier déclenchement d’un panache de subduction Si des proto-Andes ont été édifiées au Pérou par une croissance magmatique de l’arc à partir de ~90 Ma, qu’en est-il de l’orogenèse majeure qui a débuté à 30 Ma ? Bien qu’ils demandent à être confirmés par des études plus poussées et plus systématiques, un faisceau de résultats récents (e.g., Picard et al., 2008 ; Mamani et al., 2010 ; et les références citées par ces articles) permet d’identifier que c’est dans le CAO et au cours du Miocène inférieur que les Andes Centrales ont dépassé l’altitude-seuil de 2.0-2.5 km. Cette localisation n’est pas une surprise puisque le CAO est le segment andin qui présente le volume orogénique de loin le plus développé : en effet on peut légitimement penser que l’épaississement crustal est plus important dans cette région parce qu’elle en a été le siège depuis plus longtemps (p. 80-85). Quels phénomènes géologiques ont eu lieu à cette époque dans le CAO ? Il est frappant que des quantités colossales d’ignimbrites y ont été émises entre 26 et ~18 Ma (Fig. 44). En particulier, près de 1 km d’ignimbrites se sont accumulées dans l’extrême nord du Chili entre ~23 et ~19 Ma (Wörner et al., 2000), c’est-à-dire précisément à l’époque où les Andes Centrales franchissaient les paléoaltitudes-seuils dans la même région (Picard et al., 2008).97 Parce qu’ils ont été pratiquement concomitants, il semble ainsi exister un lien génétique entre soulèvement de la surface — et donc épaississement crustal, dans le contexte andin — et émission de grands volumes d’ignimbrites dacitiques à rhyolitiques. Or ce dernier phénomène signe généralement la mise en place d’un batholithe felsique (e.g., de Silva & Gosnold, 2007). On observe la même association dans le cas de la Cordillera Blanca, où le soulèvement régional a été pratiquement synchrone de la croissance du batholithe mis en place à partir du Miocène supérieur (avec émission d’ignimbrites), et qui supporte les plus hauts sommets du Pérou (e.g., Montario et al., 2005 ; Garver et al., 2005 ; p. 84). Des coïncidences similaires sont connues ailleurs que dans les Andes : ainsi une accumulation d’ignimbrites localement épaisse de ~2 km est chronologiquement associée au soulèvement des hauts plateaux du Honduras (Rogers et al., 2002). Il semble donc exister un lien objectif entre magmatisme ignimbritique et mise en place d’un batholithe, d’une part, et épaississement crustal et soulèvement de la surface, d’autre part : il est par conséquent licite d’imaginer que les deux phénomènes résultent d’une cause commune.

Ces éruptions massives d’ignimbrites reflètent la mise en place contemporaine de batholithes felsiques (de Silva & Gosnold, 2007). Elles représentent l’aboutissement de processus magmatiques déclenchés par l’intrusion et le sous-placage, à partir de 30 Ma, des magmas mafiques Tacaza, d’origine mantellique, et l’élévation des températures qu’ils ont causée (p. 71) : ces magmas se sont différenciés dans la croûte en la faisant partiellement fondre, et, en accord avec les données géochimiques, sont en effet à l’origine du magmatisme ignimbritique (Mamani et al., 2010). On observe d’ailleurs (Fig. 44) que l’initiation du magmatisme mafique Tacaza (actif entre 30 et ~21 Ma) a précédé de 4 Myr le début de la première période à laquelle les grandes éruptions ignimbritiques ont eu lieu (26-~18 Ma), et, surtout, qu’elle a coïncidé avec les débuts concomitants (1) de l’épaississement crustal majeur et (2) de la rétro-migration de l’arc vers la fosse, laquelle n’a pu en effet que provoquer un afflux de matériel asthénosphérique dans cette région du manteau (p. 70-71). Dans le sud du Pérou on perçoit ainsi que la singularité qu’a constitué le développement de l’épaississement crustal dans le CAO à partir de 30 Ma apparaît comme une conséquence indirecte d’une autre singularité : la position très au nord de l’arc entre ~45 et 30 Ma à l’extrémité nord-ouest du même CAO (p. 68). Une telle déduction demande cependant une explication plus détaillée. 97

Dans le sud du Pérou, les ignimbrites forment d’ailleurs la première unité profondément incisée par les vallées andines du piémont pacifique, et sur la côte le début du fonctionnement d’un fandelta établi à l’embouchure d’un paléofleuve encaissé qui drainait et remaniait ces ignimbrites est daté à 21 Ma (Sempere et al., 2004a).

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Figure 44. Synopsis chronologique des principaux phénomènes géologiques intervenus pendant l’orogenèse andine, dans le sud du Pérou et les régions adjacentes du CAO. Comme souligné dans le texte, l’épaississement crustal majeur (30 Ma) a été concomitant de la rétro-migration de l’arc vers la fosse, et semble avoir été acquis en deux étapes, qu’on peut tenter de séparer à ~15 Ma en se basant par exemple sur la stratigraphie de l’avant-arc et l’histoire de l’érosion en Bolivie (e.g., Barnes et al., 2006). Chacune de ces deux étapes est caractérisée par un magmatisme mafique potassique, un volcanisme ignimbritique volumineux, et des indications relativement concordantes d’un accroissement de l’altitude, phénomènes qui, malgré des recouvrements temporels substantiels, semblent s’être déclenchés successivement dans cet ordre. On observe ainsi, objectivement, un synchronisme remarquable entre marqueurs de l’épaississement crustal et deux types de phénomènes magmatiques. Le développement du raccourcissement tectonique caractéristique des Andes Orientales se corrèle bien à ces deux étapes, mais mal à l’évolution des principaux paramètres (vitesse, obliquité) de la convergence (contra Pardo-Casas & Molnar, 1987) : ceci suggère fortement que l’essentiel du raccourcissement des Andes Orientales ne résulte pas directement de la convergence mais est en fait une conséquence de l’épaississement magmatique de la croûte des Andes Occidentales, et qu’il a été produit par l’interaction de celles-ci avec le continent stable. On remarque aussi que la rotation antihoraire de l’avant-arc sud-péruvien, qui s’est déroulée pendant une période comprise entre <40-35 Ma et >25-20 Ma (Roperch et al., 2006), a été approximativement synchrone de l’abondant magmatisme mafique Tacaza (30-21 Ma entre Pérou et Bolivie). Les implications de cette figure synoptique sont analysées en détail dans le texte.

C’est en effet un phénomène remarquablement singulier qui se produit à ~45 Ma dans la région occidentale du sud-Pérou (région d’Abancay), puisque l’arc migre alors vers le nord de ~150 km et se maintient dans cette position jusque vers 30 Ma (Fig. 45). Il est vraisemblable qu’un tel phénomène, absolument exceptionnel dans l’évolution de la marge à ces latitudes, a été provoqué par la subduction d’une hétérogénéité particulièrement « flottable » (buoyant) portée par la plaque océanique subduite. La largeur de la région affectée suggère que celle de cette hétérogénéité était de l’ordre de ~300 km, tandis que la durée du phénomène, ~15 Myr, suggère que sa dimension dans la direction de convergence était de l’ordre de 750 à 2250 km (en admettant une vitesse de convergence comprise entre 50 et 150 mm/a [= km/Myr]). Il est

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donc possible, sinon probable, qu’il se soit agi d’une ride asismique, peut-être similaire à celle de Nazca, ou d’un plateau océanique de forme allongée.98 Cette hétérogénéité semble avoir laissé des traces encore perceptibles dans la géométrie de la plaque subduite, observation qui en conforte l’hypothèse : en effet, la déflexion singulière que présente aujourd’hui la plaque subduite à grande profondeur (Fig. 46) reflète sans doute la subduction ancienne d’une singularité de cette même plaque, qui devrait correspondre à celle qui a entraîné entre 45 et 30 Ma le déplacement singulier de l’arc vers le nord dans la région d’Abancay.

A

B

Figure 45. Les migrations de l’arc vers ~45 et 30 Ma dans la partie occidentale du sud-Pérou suggèrent fortement qu’une hétérogénéité « flottable » portée par la plaque océanique (ligne pointillée violette en A) a été subduite dans cette région entre ces dates. L’« avalement » complet de cette hétérogénéité a induit la rétro-migration de l’arc à partir de 30 Ma (B).

Figure 46. Les épicentres des séismes profonds (>500 km) s’alignent du fait que le slab pend fortement à ces profondeurs : ils imagent donc la morphologie du slab en coupe (ligne jaune continue). Celle-ci présente une déflexion sigmoïde très marquée, qui est indépendante de la différence de style de la subduction entre les régions nord (subduction « plate ») et sud (subduction « normale »), laquelle induirait au contraire une déflexion de sens opposé (Roperch et al., 2006). La direction de la convergence ayant peu varié depuis l’Éocène (Pardo-Casas & Molnar, 1987), il est possible de « dé-subduire » par la pensée le slab subduit en translatant cette morphologie vers l’ouest : bien qu’il ne s’agisse pas d’une reconstruction précise (qui devrait être en trois dimensions), on constate nénmoins que la déflexion retenue par le slab à grande profondeur vient se placer exactement au niveau des déflexions d’Abancay et de Caravelí après une translation horizontale de ~560 km (ligne jaune pointillée).

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Il est probable que l’initiation de la subduction d’une telle hétérogénéité a produit une déformation d’au moins une partie de la marge sud-péruvienne, déformation dont il existe d’ailleurs des indices (p. 68-69). Cette question, qui mérite un étude spécifique, a toutefois peu d’incidence sur ce qui suit. L’hypothèse proposée est compatible avec la reconstruction de la subduction de la ride de Juan Fernández (cf. Yáñez et al., 2001).

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Une fois cette hétérogénéité flottable entièrement subduite, il est logique que le plongement du slab ait commencé à augmenter dans cette région, c’est-à-dire se soit mis à tendre, à mesure que l’effet de sa flottabilité s’atténuait, vers la situation antérieure à son introduction dans le système (situation pratiquement conservée au nord-ouest et sud-est de l’anomalie). La rétro-migration de l’arc qui en a résulté a surtout affecté la région où l’hétérogénéité avait été subduite (Figs. 27, 45), ce qui signifie que l’augmentation du plongement du slab a affecté en pratique une région de seulement quelques centaines de kilomètres de large. L’appel de matériel asthénosphérique que ce mouvement a nécessairement provoqué dans le coin mantellique (voir p. 70-71 ci-dessus) s’est donc essentiellement cantonné à cette région, et on peut comprendre qu’il ait pu alors adopter la forme d’une espèce de « panache » plus ou moins cylindrique, et qu’il ait pu produire l’abondant magmatisme mafique Tacaza (Fig. 47).

Figure 47. La génération du magmatisme Tacaza à partir de 30 Ma s’explique par une rotation du slab subduit, qui, en en augmentant l’angle de plongement, a « libéré » dans le manteau un espace que du matériel asthénosphérique est venu occuper. Décomprimé et chaud, celui-ci a fondu partiellement pour produire des magmas mafiques qui se sont plaqués sous la croûte, l’ont intrudée (en partie en l’assimilant et la faisant fondre), et se sont partiellement épanchés en surface. Ce phénomène s’est produit initialement dans la région, large de quelques centaines de kilomètres, où l’arc avait migré vers le nord à partir de ~45 Ma : il faut donc imaginer que son extension latérale a été du même ordre de grandeur, et que l’upwelling mantellique qu’il a produit est assimilable à un « panache de subduction ». L’augmentation de l’angle de plongement du slab s’est traduite par la rétro-migration de l’arc vers la fosse dans cette même région. En outre c’est vraisemblablement l’accumulation de magmas mafiques à la base de la croûte qui a rendu possible la rotation antihoraire du sud-Pérou à l’Oligocène (Roperch et al., 2006), comme expliqué dans le texte ci-après (p. 97-98).

Dans cette optique, l’augmentation de l’angle de plongement du slab a généré dans le coin mantellique un flux ascendant de matériel asthénosphérique chaud et y a ainsi déclenché des instabilités thermiques. Il est vraisemblable que ce flux, une fois initié, s’est maintenu comme trait dominant de la circulation mantellique dans toute la région de l’orocline, voire le long de la marge sud-américaine dans son ensemble. 99 Par ailleurs, le fait que le magmatisme mafique 99

Schellart (2007) a souligné que le CAO s’est développé au-dessus de la région centrale d’un slab particulièrement large, et a proposé que le manteau y « stagnait », ne s’y écoulant ni vers le nord ni vers le sud — mais cette apparente immobilité en plan peut aussi s’expliquer par un flux mantellique vers le haut. Russo & Silver (1994) ont identifié un flux mantellique divergent de part et d’autre de la région du CAO et l’ont localisé sous le slab, mais Karato et al. (2008) ont souligné que la méthode utilisée par ces auteurs ne permettait pas une résolution suffisante pour cela : ce flux mantellique pourrait donc être en fait localisé audessus du slab et en relation avec un ou des panaches de subduction dans le coin mantellique sous le CAO.

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de type Tacaza a migré vers le sud-est au cours du temps (p. 70) indique que ce panache s’est progressivement déplacé et, d’une façon plus générale, que les instabilités thermiques génératrices de magmatisme mafique sont mobiles dans le coin mantellique. Le panache actuellement décelé sous la meseta de Los Frailes (Fig. 25, p. 57) pourrait être l’héritier du panache Tacaza, mais l’existence avérée d’autres panaches sous l’Altiplano Nord de Bolivie (Brasse & Eydam, 2008 ; Fig. 26, p. 58) et probablement sous le sud de la Puna argentine (cf. p. 133-136) démontre que le phénomène n’est pas unique et que plusieurs instabilités thermiques affectent et ont dû affecter différentes régions du CAO de façon contemporaine.

Figure 48 (empruntée à Hoke & Lamb, 2007). Les spectres multi-élémentaires concernant les magmas mafiques de l’est de l’Altiplano central (diagrammes de droite) ressemblent à des spectres d’OIB. Leurs anomalies positives en Rb, Ba, Th, U et Pb, et négatives en Ta et Nb, s’y expliquent par une intervention (relativement mineure) d’eau dans les processus de fusion. Plus à l’ouest (diagramme de gauche), les magmas mafiques présentent des spectres plus variables et des anomalies plus marquées, signalant notamment une plus grande intervention de l’eau dans les processus de fusion, en accord avec la relative proximité de l’arc.

On est ainsi conduit à faire l’hypothèse d’un lien causal entre le développement de telles instabilités thermiques dans le coin mantellique de la région qui correspond à l’actuel CAO, d’une part, et l’épaississement crustal caractéristique de cette région, d’autre part. Comme évoqué à la fin de la grande section précédente (p. 55-58), des taux élevés de croissance crustale par accrétion magmatique sont en effet associés aux phénomènes de type « panache ». Deux processus de fusion partielle du manteau peuvent interférer dans le cas de tels panaches de subduction : d’une part un apport en eau, toujours important dans les zones de subduction, et d’autre part une élévation de la température concomitante d’une décompression, toutes deux dues à un upwelling de matériel asthénosphérique. Ces deux processus ont des effets différents sur les teneurs en éléments incompatibles à fort potentiel ionique (HFSE), puisque ceux-ci sont difficilement transportés en solution : les diagrammes multi-élémentaires (e.g., Fig. 48) peuvent ainsi présenter des caractéristiques intermédiaires entre une signature d’arc classique, où les HFSE (notamment Nb) sont appauvris, et une signature de magmatisme intra-plaque, où ils ne le sont pas. Dans le sud de la Puna argentine, Kay et al. (1994) ont justement décrit des laves mafiques de signature intra-plaque, relativement abondantes, d’âges <3 Ma et sans doute contemporaines du soulèvement local. Ces auteurs ont vu dans ces laves mafiques des effets magmatiques d’un phénomène de délamination (Kay & Kay, 1993), tenu par eux pour responsable du soulèvement rapide de la

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région. D’autres laves de type intra-plaque ont été décrites dans l’Altiplano central de Bolivie (Hoke & Lamb, 2007) : mais ces magmas mafiques présentent des compositions très semblables quel que soit leur âge (~26-21 Ma, ou <6 Ma), c’est-à-dire quelle qu’ait été l’épaisseur crustale au moment de leur mise en place. Or dans les Andes le phénomène de délamination est interprété comme une conséquence d’un raccourcissement tectonique de la lithosphère, qui doit avoir également affecté la croûte (e.g., Kay et al., 1994). Dans la partie orientale de l’Altiplano, qui a subi un certain raccourcissement (e.g., Rochat et al., 1999), il est à la rigueur possible d’imaginer qu’une délamination ait affecté la lithosphère mantellique (e.g., Myers et al., 1998) en générant les laves plio-pleistocènes de type intra-plaque. Mais ce mécanisme semble très improbable à l’Oligocène supérieur, c’est-à-dire au tout début du raccourcissement régional dans la Cordillère Orientale, car la lithosphère mantellique ne pouvait pas avoir été alors suffisamment épaissie pour devenir gravitairement instable et se délaminer. Or les magmas générés à l’Oligocène supérieur ne se distinguent pas de ceux produits au Plio-Pleistocène (Hoke & Lamb, 2007) : il semble donc plus satisfaisant de leur attribuer une origine commune, en termes de panache de subduction, d’autant plus que les résultats publiés par Myers et al. (1998) en évoquent clairement un dans cette même région (Fig. 25). Un phénomène de délamination massive a également été invoqué pour rendre compte du soulèvement de l’Altiplano Nord de Bolivie, qui aurait été très rapide (~4 km entre ~10 et ~6 Ma) et donc impossible à attribuer à un raccourcissement tectonique (Garzione et al., 2006, 2007, 2008 ; Molnar & Garzione, 2007). Cette hypothèse ne semble cependant pas compatible avec l’enregistrement géologique régional (e.g., Hartley et al., 2007 ; Mamani et al., 2010). Un tel processus de délamination est en effet déclenché par un raccourcissement suffisamment substantiel de la lithosphère, et est incapable d’épaissir la croûte (il peut même l’amincir), alors que celle de l’arc a continué à s’épaissir jusqu’au Quaternaire, apparemment en l’absence de raccourcissement (Mamani et al., 2010).

Dans le voisinage occidental de la meseta de Los Frailes, Legros (1998) a décrit un ensemble de laves mafiques potassiques, d’âges compris entre ~6 et 0 Ma, qui présentent un enrichissement relatif en HFSE (notamment Nb), croissant en direction de l’apex de la meseta (qu’on peut supposer situé au-dessus du coeur du panache sous-jacent ; Fig. 25). À l’ouest de cette meseta, dans l’Altiplano central de Bolivie, Hoke & Lamb (2007) remarquent que les laves mafiques d’âges oligo-miocènes (~26-21 Ma) ou plio-pleistocènes (<6 Ma) présentent, à peu de choses près, des compositions d’OIB (Fig. 48).100 Il est très possible que dans les Andes Centrales d’autres cas d’enrichissement relatif en HFSE existent ou soient passés inaperçus, les études géochimiques n’ayant pas cherché jusqu’ici une distinction fine entre les deux processus de génération de magmas. L’existence de laves mafiques à signature « océanique » dans un contexte d’arc continental n’est pas limitée aux Andes Centrales : de telles laves sont connues au Néogène dans les Andes du Sud (e.g., Guivel et al., 2006), et ont même été décrites au Crétacé moyen dans le bassin d’arrière-arc d’Équateur (Barragán et al., 2005). D’autres se sont épanchées depuis 6 Ma dans la chaîne volcanique trans-mexicaine, où Gómez-Tuena et al. (2003) les décrivent comme des « basaltes de plateau » et observent explicitement parmi eux que « rocks without subduction signatures are similar to ocean island basalts, indicating melting of an enriched mantle wedge » (cet enrichissement est vraisemblablement dû à l’advection de matériel 100

Ainsi p. 805 : « samples farthest behind the arc […] have REE concentrations that are very similar to those in intraplate ocean island basalts (OIB; McKenzie & O’Nions 1995). » Concernant les laves plio-pleistocènes, ils précisent : « The resultant trace element chemistry and melt fraction distribution is typical of small oceanic islands (see inversion for Inaccessible Island, McKenzie & O’Nions 1998). There is some indication of an island arc signature, because Ti is low, and Rb–U values are high (McKenzie & O’Nions 1991), but it is a very slight effect given the similarities to oceanic islands such as Inaccessible Island. » Ces auteurs soulignent que les laves mafiques d’âge ~26-21 Ma sont similaires à celles d’âge <6 Ma (Fig. 48).

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asthénosphérique). On peut aussi rappeler le cas des « basaltes de plateau » de la Columbia River, émis en position d’arrière-arc immédiat de l’arc des Cascades (p. 55-57 ; Figs. 22 à 24). Le fait que des laves de type océanique aient pu être générées en relative abondance dans des arcs continentaux récents en cours d’épaississement conduit à reformuler le raisonnement de Stein & Ben-Avraham (2007). Ces auteurs se sont en effet appuyés sur l’existence de laves de ce type dans des orogènes anciens pour proposer, notamment à la suite d’Albarède (1998), que l’accrétion tectonique de plateaux océaniques à des marges actives a pu jouer un rôle important dans la croissance de la croûte continentale. Les cas andins et mexicain démontrent qu’il n’est pas nécessaire d’invoquer une génération de ces laves mafiques par un panache océanique, puis un transport aboutissant à leur accrétion tectonique le long d’une marge active, et enfin à leur intégration à un contexte d’arc. Il apparaît bien plus parcimonieux de proposer que ces laves ont été produites par des panaches de subduction au sein même des arcs où croissait la croûte continentale, et qu’ils ont contribué significativement à cette croissance in situ du fait de leur taux intrinsèquement plus important de production crustale (Fig. 22 ; voir ci-après p. 127 sq.).

Les laves mafiques Tacaza (30-24 Ma) témoignent d’une augmentation prononcée et rapide du rapport Dy/Yb, laquelle indique que ces magmas mantelliques ont interagi dès 30 Ma avec une croûte inférieure où l’amphibole constituait désormais une importante phase résiduelle stable (Fig. 41). Ceci signifie que le début de l’épaississement crustal majeur a été concomitant du début du magmatisme mafique Tacaza, ce qui est évidemment compatible avec l’hypothèse que cet épaississement a résulté de phénomènes magmatiques générés par un panache de subduction à partir de 30 Ma. Vers 23-21 Ma, la croûte est déjà suffisamment épaissie dans le sud du Pérou pour que la composition des magmas en apparaisse modifiée (Wasteneys, 1990 ; Sandeman et al., 1995 ; p. 82-83) : cette épaisseur augmentant désormais sensiblement les « temps de résidence » crustaux des magmas générés par la subduction, ceux-ci interagissent bien davantage avec la croûte qu’ils intrudent et traversent. L’idée fondamentale, dans le sud du Pérou, est donc que l’augmentation du plongement du slab qui a suivi l’engloutissement de l’hétérogénéité flottable mise en évidence ci-dessus a déclenché durablement dans le coin mantellique des instabilités thermiques génératrices d’un abondant magmatisme mafique potassique, nettement distinct du magmatisme d’arc classique. Ces flux magmatiques accrus ont produit un épaississement la croûte andine au niveau de l’arc et de l’arrière-arc adjacent. Initialement accrétés à la croûte par sous-placage et intrusions, ces matériaux d’origine mantellique ont ensuite évolué sous l’effet de divers processus magmatiques classiques (cristallisation fractionnée, etc.), dont au moins certains résidus ont pu être recyclés gravitairement dans le manteau sous-jacent. Cet envahissement de la croûte ancienne par des magmas mafiques chauds et abondants l’a partiellement remobilisée, ce qui explique la modification des rapports isotopiques de ces magmas dans le sens d’une assimilation ou contamination (Davidson & Arculus, 2006 ; Mamani et al., 2010). Des calculs portant sur des laves quaternaires de l’arc principal indiquent que la contribution de la croûte continentale y est comprise entre 7 et 18 %, ce qui implique en contrepartie une contribution mantellique de 82 à 93 %, c’est-à-dire très importante malgré l’épaisseur crustale. Celle-ci ayant crû jusqu’à aujourd’hui (Mamani et al., 2010), on peut penser que la part mantellique a été en moyenne encore plus grande dans la plupart des laves antérieures. Le déclenchement d’un panache de subduction vers 30 Ma dans la région d’Abancay peut aussi expliquer un autre aspect singulier de l’évolution du sud du Pérou. Au contraire du nord du Chili, l’avant-arc sud-péruvien a en effet été le siège de rotations antihoraires dont l’ampleur a atteint 56 ± 7 ° dans la région où l’arc avait migré de ~150 km vers le nord (Roperch et al., 2006). Ces rotations de blocs dans l’avant-arc reflètent nécessairement la formation, ou du moins l’accentuation, de la déflexion d’Abancay, qui constitue la limite nord-ouest du CAO (e.g., Fig. 40). Les âges des roches échantillonnées indiquent que les rotations ont certainement eu lieu entre ~40 et ~20 Ma, et sans doute plus précisément dans la

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fourchette ~35-~25 Ma (Roperch et al., 2006). Or le magmatisme Tacaza (30-~24 Ma) a justement été actif pendant cette intervalle de temps et dans la même région. Etant donné la faiblesse des contraintes déviatoriques susceptibles de déformer la marge (Husson & Ricard, 2004 ; voir ci-après p. 104-105), cette coïncidence supplémentaire (Fig. 44), jointe aux enseignements des expériences de Galland (2004 ; Fig. 49), conduit à proposer que la rotation de la déflexion d’Abancay et des divers blocs sud-péruviens a été rendue possible spécifiquement dans cette région par l’existence d’une accumulation subhorizontale de magmas mafiques à la base de la croûte (Fig. 47), qui a créé les conditions d’un décollement : la singulière rotation oligocène du sud-Pérou apparaît ainsi comme une autre conséquence du déclenchement d’un panache de subduction à cette époque et dans cette région.

Figure 49 (empruntée à Galland, 2004). Exemples d’effets provoqués par un corps horizontal de magma basaltique sur la géométrie de la déformation en surface : tant qu’il ne s’est pas solidifié, le magma mis en place horizontalement induit un décollement qui facilite et guide la déformation. Dans l’expérience S1.3, l’intrusion n’a pas une extension suffisante pour influer sur la géométrie en plan de la déformation. Dans l’expérience A1.2, la déformation acquiert en surface une morphologie oroclinale induite par, et calquée sur, l’extension géographique du corps magmatique. Ce schéma reste valable à l’échelle de la croûte, par exemple dans le cas d’un sous-placage de magmas basaltiques. On peut donc invoquer ce phénomène, en contexte de convergence, pour expliquer des déformations oroclinales au-dessus de sources importantes de magmas basaltiques, comme des panaches de subduction.

Les enseignements d’une orogenèse en deux étapes dans le CAO Le fait que l’histoire de l’épaississement crustal dans le CAO se compose apparemment de la succession de deux étapes101 relativement similaires (Fig. 44) vient soutenir le scénario proposé. Chacune de ces deux étapes se caractérise en effet par des phénomènes qui semblent s’être successivement déclenchés dans un ordre logique : magmatisme mafique, volcanisme ignimbritique volumineux, accroissement de l’altitude (Fig. 44). Un nombre croissant d’études documentent que le soulèvement andin a débuté à l’Oligocène, voire à l’Éocène (e.g., Anders et al., 2002 ; Lamb & Davis, 2003 ; Dunai et al., 2005 ; Barnes et al., 2006 ; Gillis et al., 2006 ; Ege et al., 2007 ; Picard et al., 2008 ; Mamani et al., 2010). Les quelques travaux qui ont conclu que les Andes Centrales se situaient à basse altitude avant ~10 Ma (e.g., Ghosh et al., 2006 ; Garzione et al., 2006) apparaissent peu fiables, notamment parce qu’ils sont contredits par divers éléments de l’histoire géologique (e.g., Sempere et al., 2006, 2008 ; Hartley et al., 2007 ; Hoke & Lamb, 2007) et mis en cause sur le plan théorique 101

Cette hypothèse de travail, déjà mentionnée ci-dessus p. 70, est basée sur l’ensemble des données actuellement disponibles (e.g., Garzione et al., 2008 ; Picard et al., 2008 ; Sempere et al., 2008).

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(Ehlers & Poulsen, 2009). La plupart des études s’accordent à placer vers ~10-9 Ma le début d’un second épisode majeur de soulèvement (e.g., Garzione et al., 2007, 2008 ; Barke & Lamb, 2006 ; Quade et al., 2007 ; Schildgen et al., 2007 ; Thouret et al., 2007) ; l’enregistrement sédimentaire distal de l’érosion andine, au large de l’embouchure de l’Amazone, présente d’ailleurs une augmentation significative du matériel andin détritique vers ~10-9 Ma (Dobson et al., 2001). L’image qui se dégage des données disponibles est ainsi celle d’un épaississement crustal majeur acquis en deux étapes.

La première étape de l’épaississement crustal a clairement commencé à 30 Ma avec l’abondant magmatisme mafique Tacaza (30-~21 Ma entre Pérou et Bolivie). Dans le sud du Pérou, l’évolution ainsi initiée a généré des ignimbrites volumineuses de 26 à ~18 Ma,102 puis a produit des altitudes supérieures à 2 km entre ~23 et ~18 Ma (e.g., Sébrier et al., 1988 ; Picard et al., 2008) à l’époque où la croûte était déjà suffisamment épaisse pour par ailleurs modifier durablement la composition moyenne des produits magmatiques (Wasteneys, 1990 ; Sandeman et al., 1995 ; p. 82-83). Bien qu’elle ne soit pas précisément calée dans le temps, la rotation antihoraire de l’avant-arc sud-péruvien, qui s’est déroulée durant une période comprise entre <40-35 Ma et >25-20 Ma (Roperch et al., 2006), a vraisemblablement été synchrone du magmatisme Tacaza (Fig. 44 ; voir section précédente). En se basant notamment sur la stratigraphie de l’avant-arc (Fig. 44), il est possible de proposer que la seconde étape de l’épaississement crustal a débuté vers ~15 Ma.103 Un magmatisme mafique potassique relativement abondant est attesté dès 13 Ma dans l’ouest de la Bolivie (Redwood & McIntyre, 1989 ; Barke & Lamb, 2006 ; Hoke & Lamb, 2007) mais le fait que la croûte était déjà épaissie a certainement rendu plus difficile ses extrusions à la surface et y en a sans doute retardé les manifestations (Hoke & Lamb, 2007 ; Mamani et al., 2010). Au sud-ouest du lac Titicaca, des basaltes potassiques (shoshonites) se sont épanchés en abondance entre ~9 et ~4 Ma (M. Fornari & T. Sempere, résultats encore inédits), avec apparemment un pic notable entre 6 et 5 Ma (Kaneoka & Guevara, 1984). Du sud du Pérou au sud de la Bolivie, d’énormes volumes d’ignimbrites ont été émis par l’arc principal entre ~14 et ~1.5 Ma (e.g., Roperch et al., 2006 ; de Silva & Gosnold, 2007 ; Thouret et al., 2007). Un accroissement rapide de l’altitude moyenne s’est produit à partir de ~10-9 Ma.104 Une augmentation sensible des marqueurs géochimiques de l’épaississement crustal n’est cependant clairement perceptible dans les laves de l’arc qu’à partir de ~4 Ma (Fig. 41), peutêtre parce que les magmas étaient retardés de façon croissante dans leur migration vers la surface à mesure que la croûte s’épaississait (Mamani et al., 2010). Une association chronologique entre phénomènes magmatiques et épaississement crustal est évidente, et elle s’est répétée à chacune des deux étapes (Fig. 44). Cette association, qui est nécessairement signifiante, s’explique simplement par la succession causale suivante : • (1) Dans certaines conditions singulières, comme l’existence de panaches de subduction sous l’arc et/ou l’arrière-arc, le coin mantellique produit de grandes quantités de magmas mafiques, qui viennent sous-plaquer et intruder la croûte de l’arc et de l’arrière-arc adjacent. • (2) Ces magmas interagissent avec la croûte préexistante et y évoluent selon les processus 102

Les âges (40Ar-39Ar sur biotite) les plus anciens obtenus sur des ignimbrites épaisses (>2 m) sont 26.0 ± 0.6 Ma dans le sud du Pérou (Roperch et al., 2006) et 26.0 ± 0.4 Ma dans le nord du Chili (Farías et al., 2005). Un tableau chronologique synthétique des éruptions ignimbritiques qui ont affecté l’avant-arc du sud du Pérou a été donné par Roperch et al. (2006). Vers la fin de cette période, dans l’arrière-arc proximal, il est à noter que des éruptions ignimbritiques importantes et quasi synchrones ont eu lieu autour de 18.8 Ma le long d’une ligne longue de ~500 km qui va depuis El Descanso (~100 km au SSE de Cusco ; Boudesseul et al., 2000) jusqu’à Belén (~75 km à l’est d’Arica ; Farías et al., 2005). 103 La première des deux étapes aurait ainsi duré 15 Myr, et la seconde, dont on ne sait si elle est terminée ou non, pour le moment aussi. 104 Références énumérées deux paragraphes ci-dessus.

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classiques de différentiation, notamment en générant des magmas plus felsiques, dont la mise en place sous forme de batholithes déclenche d’importantes éruptions ignimbritiques. • (3) L’advection de ces magmas dans la croûte et à sa base l’épaissit progressivement, ce qui induit un soulèvement de la surface (et donc des modifications climatiques et des diversifications biologiques), des transformations minéralogiques dans la croûte inférieure (du fait d’une pression lithostatique croissante), une évolution de la composition des produits magmatiques (parce que l’épaisseur crustale croissante rend plus difficile l’extrusion des magmas et les fait davantage interagir avec la croûte), et divers phénomènes tectoniques105 (dont certains produisent les fissures empruntées par les éruptions ignimbritiques). Dans un tel scénario, l’épaississement crustal dans les « Andes Occidentales » résulte d’une véritable accrétion à la croûte de matière extraite du manteau : les « Andes Occidentales » apparaissent ainsi comme des « Andes magmatiques » (Figs. 8, 20). Au nord du CAO : une orogenèse par fluage ductile depuis le CAO Le Pérou central et septentrional apparaît comme un appendice du CAO du fait que le volume orogénique décroît depuis celui-ci vers le nord (Figs. 1, 39, 40, 51 ; p. 84-85, 107). On y observe que l’acquisition de très hautes altitudes, depuis le Miocène supérieur à terminal, a été concomitante de la mise en place et de la croissance du batholithe de la Cordillera Blanca, qui s’est accompagnée du fonctionnement d’une grande faille normale (p. 92) : étant donné l’absence notoire d’un raccourcissement contemporain (p. 43), un lien objectif entre magmatisme et épaississement crustal paraît évident ici aussi. Cependant, à la différence du CAO, aucun magmatisme mafique ne paraît être intervenu dans le Pérou central pendant l’épaississement crustal qui s’y est développé depuis ~10 Ma. La région étant dépourvue d’activité volcanique depuis quelques millions d’années (l’arc est apparemment « éteint »),106 il semble difficile d’attribuer cet épaississement à la même chaîne de processus identifiée dans le CAO. On est ainsi conduit à proposer que dans ce segment l’épaississement résulte principalement d’un fluage de croûte ductile depuis la région où elle est en excès, c’est-à-dire le CAO, d’autant plus que cette hypothèse (Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003) est validée par les structures phylogéographiques disponibles (Picard et al., 2008 ; Fig. 39 et p. 80-85). On peut raisonnablement penser que ce fluage progresse vers le nord selon un « chenal » sous-jacent à la Cordillère, et on comprend ainsi que l’interface entre celle-ci, où la croûte s’épaissit, et la croûte non épaissie du continent plus à l’est soit le siège de contraintes compressives, responsables de la sismicité observée là (Suárez et al., 1983 ; Dorbath et al., 1986) mais pas plus au sud (Fig. 35). En outre, le batholithe de la Cordillera Blanca, notamment s’il est démontré qu’il a continué à se construire après le Miocène supérieur, témoignerait alors qu’un magmatisme felsique important puisse être déclenché et alimenté par un fluage de la croûte ductile.

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Beaucoup des phénomènes, essentiellement extensifs, qui affectent les régions où se développe un épaississement magmatique de la croûte ont été décrits par Tirel (2004) et Tirel et al. (2006). Dans les Andes Occidentales, « magmatiques », des phénomènes transcurrents (transtensifs à transpressifs) ont également affecté la croûte supérieure de l’arc et de l’arrière-arc proximal (Altiplano p.p.) au cours de l’épaississement. Il est probable que les déformations transpressives et transtensives aient résulté des contraintes imposées par la convergence et/ou du fluage longitudinal de la croûte inférieure ductile. Les éruptions de magmas mafiques et d’ignimbrites ont certainement été facilitées par les déformations en extension et transcurrence dans l’arc et l’arrière-arc à partir de 30 Ma. Les effets tectoniques latéraux à l’épaississement sont abordés dans les sections suivantes. 106 Ceci ne signifie toutefois pas que le plutonisme serait lui aussi éteint.

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Le CAO comme segment privilégié de croissance de la croûte Tout ceci implique de reconnaître dans le CAO une région où de la croûte continentale a été produite en excès, et qui pour cette raison « alimenterait » les segments nord et sud des Andes Centrales par fluage longitudinal. Or, à la différence de ces derniers, le CAO est une région où un abondant magmatisme mafique a été actif depuis 30 Ma jusqu’à aujourd’hui, pendant deux longues périodes (Fig. 44). Ce contraste suggère fortement qu’il existe une relation causale entre surépaississement de la croûte et magmatisme mafique. Le fait que celui-ci a vraisemblablement été généré par un ou des panaches de subduction tend à confirmer que ces derniers sont bien à l’origine d’une importante production de croûte. Il serait cependant faux de conclure que dans le CAO l’essentiel de l’épaississement crustal proviendrait de l’activité de panaches de subduction, car la croûte de l’arc lui-même est également épaissie à l’extrême (Figs. 14 à 17, p. 39-42), sans qu’il semble possible d’invoquer un fluage ductile depuis une autre région.107 Il faut donc admettre que le magmatisme d’arc classique est lui aussi capable, quoique sans doute seulement pendant des intervalles singuliers et/ou le long de segments particuliers, de générer de la croûte continentale avec des taux de production élevés (p. 53-58). Le fait que l’épaisseur crustale sous l’arc a apparemment continué à augmenter jusqu’à récemment (Mamani et al., 2010), sans qu’il y ait eu raccourcissement tectonique, soutient l’idée d’une croissance entretenue dans ce cas par le seul magmatisme d’arc. Un raccourcissement comme conséquence de l’épaississement, et non l’inverse Autant qu’on puisse en juger par ses conséquences sédimentaires, le raccourcissement tectonique caractéristique des Andes Orientales du CAO paraît avoir commencé vers ~27-26 Ma (e.g., Sempere et al., 1990 ; Uba et al., 2006)108 et s’être développé de façon relativement continue. Il semble cependant avoir marqué une pause, au moins localement, au Miocène moyen (Reynolds et al., 2001 ; Fig. 44). Il apparaît ainsi que, dans le CAO, le raccourcissement des Andes Orientales a été essentiellement synchrone des deux étapes décrites ci-dessus (p. 99-101), caractérisées par la concomitance de l’épaississement crustal et de phénomènes magmatiques spécifiques : cette coïncidence supplémentaire suggère fortement qu’il existe une relation causale entre tous ces phénomènes. Comme le magmatisme mafique caractéristique de chacune des deux étapes apparaît à l’origine de l’épaississement crustal et de ses manifestations connexes, et que le développement du raccourcissement dans les Andes Orientales ne peut pas l’avoir causé — pour des raisons chronologiques109 et géodynamiques110 évidentes —, il faut envisager que ce raccourcissement est une conséquence indirecte du magmatisme mafique. Le bon synchronisme observé entre contraction tectonique, magmatisme ignimbritique et soulèvement (Fig. 44) suggère ainsi que l’essentiel du raccourcissement des Andes Orientales est en fait lui aussi une conséquence de 107

Cette vue diffère des conclusions de Mamani et al. (2010). Le fluage a en principe la gravité pour moteur : il se propage depuis les régions surépaissies et non vers elles. On peut toutefois proposer que l’arc lui-même peut aussi être affecté par des turbulences convectives génératrices de croûte, comme celles qui seraient à l’origine des panaches de subduction, et qu’il s’y produit des redistributions de masse par fluage longitudinal. 108 La datation directe d’un tuf intercalé dans la série subandine permet d’affirmer que le bassin d’avant-pays de Bolivie, et donc le raccourcissement des Andes Orientales adjacentes, ont commencé à fonctionner avant 24.4 ± 1.3 Ma (Erickson & Kelly, 1995 ; Jordan et al., 1997). 109 Le magmatisme mafique a commencé à 30 Ma. Il n’est pas formellement établi que le raccourcissement des Andes Orientales du CAO ait débuté avant 27 Ma. 110 On voit mal comment un raccourcissement tectonique pourrait produire un abondant magmatisme mafique d’origine mantellique.

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l’épaississement magmatique de la croûte des Andes Occidentales. Etant donné sa localisation à l’est, on peut penser qu’il a été produit par l’interaction de celle-ci avec la croûte du continent stable. Cette hypothèse est renforcée par l’observation, assez évidente (Fig. 44), que le développement du raccourcissement dans les Andes Orientales du CAO n’est pratiquement pas corrélé à l’évolution de la vitesse ou de l’obliquité de la convergence des plaques Nazca et Amérique du Sud.111 Selon Pardo-Casas & Molnar (1987), la vitesse de convergence a rapidement augmenté vers ~49.5 Ma ; or dans le CAO aucune déformation significative n’a apparemment eu lieu à cette occasion.112 Cette vitesse a ensuite décru, pour connaître un minimum entre ~36 et ~26 Ma. La migration de l’arc vers le nord dans la région d’Abancay s’est donc initiée, vers ~45 Ma, pendant une période de convergence rapide, mais l’arc s’est maintenu dans cette position pendant une décélération de la convergence. Le magmatisme mafique Tacaza et le début de l’épaississement crustal se sont déclenchés au milieu d’une période où la vitesse de convergence était faible. Celle-ci a recommencé à croître à partir de « 26 Ma » (chrone 7, maintenant daté entre 25.6 et 24.7 Ma [Cande & Kent, 1992, 1995]), pour atteindre un maximum entre ~20 et ~11 Ma. Elle a décru depuis, c’est-à-dire pendant la seconde étape, majeure selon de nombreux auteurs, de l’épaississement. On note aussi que la pause marquée par le raccourcissement au Miocène moyen, si elle est confirmée, aurait eu lieu pendant une période de convergence rapide. Selon le diagramme publié par Somoza (1998), la vitesse de convergence a augmenté à partir de « 28 Ma » (en fait entre les chrones 10 et 8, c’est-à-dire à une date comprise entre 28.3 et 25.8 Ma) pour atteindre un maximum entre ~26 et ~20 Ma. Elle a régulièrement diminué depuis ~20 Ma, c’est-à-dire pendant une grande partie de l’orogenèse, et pendant l’essentiel du raccourcissement tectonique des Andes Orientales (Fig. 44). Les résultats de Pardo-Casas & Molnar (1987) et de Somoza (1998) montrent en particulier que l’initiation du raccourcissement dans la ceinture subandine, vers ~15-10 Ma, a eu lieu alors que la vitesse de convergence décroissait sensiblement. L’obliquité de la convergence le long de la marge péruvienne semble quant à elle n’avoir varié significativement que vers 26 Ma (Somoza, 1998 ; Fig. 44).

La seule corrélation « positive » qui apparaisse sur la Figure 44 semble associer le début du raccourcissement dans les Andes Orientales, et le début des grandes éruptions ignimbritiques, à l’accélération de la convergence au chrone 7 (donc entre 25.6 et 24.7 Ma [Cande & Kent, 1992, 1995] ; Pardo-Casas & Molnar, 1987) ou à la culmination de sa vitesse (Somoza, 1998), ainsi qu’à une variation de l’obliquité de la convergence. Cette apparente simultanéité a été invoquée (e.g., Sempere et al., 1990) pour justifier l’idée que c’était notamment l’accélération de la convergence qui avait déclenché le raccourcissement et « donc » — dans le cadre du paradigme molnarien — l’orogenèse elle-même. Cependant ce type d’association n’avait pas eu lieu auparavant (à ~49.5 Ma) et ne s’est pas non plus reproduit par la suite, puisque la réactivation du raccourcissement vers la fin du Miocène moyen, si elle a bien été concomitante du début d’une nouvelle « période ignimbritique », s’est au contraire développée pendant une longue décélération de la convergence (Fig. 44). En outre on imagine mal comment l’augmentation de ces paramètres de la convergence pourrait avoir quasi instantanément généré de grandes éruptions ignimbritiques : celles-ci se comprennent beaucoup plus logiquement comme une conséquence de l’invasion de la croûte par des magmas mafiques ~4 Myr auparavant, comme le confirme l’émission d’ignimbrites mineures dès ~29 Ma. L’accélération de la convergence à « 26 Ma » ne peut de toute façon être invoquée comme premier moteur de l’épaississement 111

Contra Pardo-Casas & Molnar (1987). Cela ne paraît pas être le cas dans le Pérou central, où un raccourcissement semble s’être développé au cours de l’Éocène (e.g., Noble et al., 1990).

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crustal puisque celui-ci s’est significativement accéléré dès 30 Ma (Mamani et al., 2010 ; Fig. 41). Elle ne peut pas davantage être rendue responsable des rotations de blocs qui ont affecté la région côtière du sud du Pérou avant ~25 Ma (Roperch et al., 2006) en s’accompagnant nécessairement de développements tectoniques plus au nord-est. Il faut en outre souligner que les chronologies de Pardo-Casas & Molnar (1987) et Somoza (1998) ont été révisées par les travaux de Lonsdale (2005) et Barckhausen et al. (2008), qui ont abouti à des dates encore plus incompatibles avec l’hypothèse d’une orogenèse majeure déclenchée par l’accélération de la convergence. La brusque variation des paramètres de celle-ci est due à la rupture à en fait 23 Ma (chrone 6B ; Lonsdale, 2005) ou ~21.5 Ma (Barckhausen et al., 2008) de la plaque subduite (Farallon) en deux plaques (Nazca et Cocos). Cette rupture a été précédée, vers 25-24 Ma (chrone 6Cr), par une rotation horaire, de seulement 6-10°, de l’orientation du déplacement de la plaque Farallon (Lonsdale, 2005), mais la direction de déplacement de la plaque Nazca n’a sensiblement changé qu’après 20 Ma (Barckhausen et al., 2008). Ces actualisations rendent encore plus clair que ni la phase initiale de l’épaississement crustal (30 Ma), ni le début du raccourcissement dans les Andes Orientales (estimé indirectement à ~27-26 Ma), n’ont pu être produits par l’accélération de la convergence ou un changement de son obliquité, parce que ces derniers évènements leur ont été nettement postérieurs. Il semble bien qu’il faille déduire de tout ceci que l’essentiel du raccourcissement tectonique caractéristique des Andes Orientales ne résulte pas de la convergence, parce qu’il s’est développé indépendamment des variations de ses principaux paramètres. Comme déjà suggéré ci-dessus, ce raccourcissement apparaît donc comme une conséquence tectonique de l’épaississement crustal des Andes Occidentales, qui est, lui, d’origine magmatique. Il semble cependant exister une corrélation intéressante entre les grandes lignes de la chronologie de l’orogenèse dans le CAO et un paramètre qui est bien du ressort de la tectonique des plaques : le taux d’expansion océanique dans l’Atlantique Sud. Selon Cande & Kent (1992), celui-ci a décru depuis un maximum de ~70 km/Myr (full rate) vers 80-75 Ma jusqu’à toucher un minimum (<30 km/Myr) à 63-62 Ma. Ce taux a ensuite augmenté pour atteindre une valeur de 55 km/Myr à 35 Ma et connaître un maximum un peu plus élevé vers ~30 Ma. Il a alors recommencé à décroître, plus nettement à partir de ~27 Ma et plus rapidement à partir de ~11 Ma, jusqu’à sa valeur actuelle de 32 km/Myr. On observe donc que le début de la première étape de l’épaississement crustal majeur dans le CAO (30 Ma) a coïncidé avec le début de la diminution du taux d’expansion océanique dans l’Atlantique Sud, et que le début de la seconde étape (~15-10 Ma) a plus ou moins coïncidé avec une nouvelle décélération de cette expansion. La raison de ce synchronisme est sans doute à rechercher dans le fait que le mouvement de l’Amérique du Sud vers l’ouest résulte d’une combinaison de plusieurs forces, dont une suction par la plaque Nazca — dont on peut logiquement penser qu’elle a un effet sur l’expansion de l’Atlantique Sud — et un ridge push de la ride médio-atlantique (e.g., Schellart, 2007 113).

Bien que la subduction de la plaque océanique de Nazca sous l’Amérique du Sud génère des contraintes compressives — dont témoignent les séismes qu’elle déclenche à l’interface des deux plaques —, il semble que l’importance des effets orogéniques de cette convergence doive être revue substantiellement à la baisse. Un bilan des différentes forces tectoniques114 s’appliquant aux Andes Centrales (Husson & Ricard, 2004) a ainsi conclu que les contraintes déviatoriques qui auraient édifié l’orogène sont étonnamment faibles (<10 MPa). Selon ces 113

« [T]he South American plate is driven westward […] by a combination of forces: suction from the Nazca slab, slab pull from the Scotia and Lesser Antilles slabs, and ridge push from the Mid-Atlantic Ridge. » 114 C’est-à-dire à l’exclusion des perturbations dynamiques susceptibles d’avoir été causées par les phénomènes magmatiques, à toutes les échelles (l’article cité de Husson & Ricard adopte l’hypothèse très répandue que les Andes ne résultent que d’un raccourcissement tectonique).

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auteurs, ces faibles contraintes sont maximales le long de la bordure orientale de l’orogène, et doivent être négatives — c’est-à-dire distensives — dans l’orogène proprement dit. Cependant ces caractéristiques, qui sont connexes, s’expliquent aisément comme des conséquences du surépaississement de la croûte de l’orogène : elles ne résultent pas nécessairement de la convergence. L’idée que le raccourcissement tectonique caractéristique des Andes Orientales puisse être principalement une conséquence de l’épaississement crustal magmatique des Andes Occidentales semblera sans doute paradoxale à tout esprit persuadé que l’épaississement de la croûte andine résulte au contraire d’un raccourcissement imposé par la convergence — c’està-dire persuadé de la validité du paradigme actuellement dominant. Pourtant, à la lumière de l’analyse critique qui précède, ce paradigme apparaît soutenu avant tout par des interprétations biaisées115 dans un sens favorable à une tenace tradition tectonicienne (p. 19-32), et non par des faits robustes et dénués d’ambiguïté qui puissent être articulés de façon cohérente et sans omissions. L’analyse développée dans ce mémoire, qui s’efforce de réunir dans une même logique cohérente l’ensemble de toutes les données robustes, conduit à considérer les Andes Centrales sous un angle radicalement différent de celui qui a prévalu depuis un quart de siècle. Depuis ce point de vue synoptique (tel qu’illustré par la Figure 44), le raccourcissement andin apparaît désormais comme une conséquence de l’épaississement, et non plus comme sa cause. Structure tectonique schématique des Andes Orientales (~6°-23°S) L’épaississement magmatique de la croûte andine, dans les régions soumises à l’influence de l’arc et/ou de panaches de subduction — c’est-à-dire dans les Andes Occidentales —, a nécessairement induit une profonde modification de sa rhéologie et une évolution complexe et durable de son champ de contraintes. En première approximation, on peut proposer que ces « Andes magmatiques » se sont progressivement individualisées comme un domaine tectonique distinct du continent adjacent, telle une « microplaque » qui se serait différenciée rhéologiquement de celui-ci. En outre on a vu ci-dessus (p. 98-99), en se basant sur les résultats de Galland (2004), que, malgré des contraintes déviatoriques faibles (Husson & Ricard, 2004), l’accumulation de magmas mafiques à la base de la croûte des « Andes magmatiques », en abaissant les seuils rhéologiques, a certainement facilité, voire déclenché, une déformation régionale de type oroclinal, qui s’est nécessairement accompagnée de décrochements et amortie, du moins dans un premier temps, à l’interface avec le domaine continental non affecté par le magmatisme. D’autre part, il faut à nouveau souligner que la Cordillère Orientale présente des caractéristiques tectoniques très différentes des « Andes magmatiques » puisque s’y concentre la plus grande partie du raccourcissement andin. Dans l’optique proposée, ce contraste s’explique aisément par le fait que les « Andes tectoniques », dont la Cordillère Orientale forme l’épine dorsale, se sont développées à l’interface entre les « Andes magmatiques » et la partie stable du continent sud-américain. La différence d’orientation des déplacements des plaques Nazca et Amérique du Sud (Fig. 50) implique effectivement un mouvement sénestre du continent stable par rapport aux « Andes magmatiques ». Les données disponibles (e.g., Dorbath et al., 1986, 1993 ; Sandeman et al., 1995 ; Sempere et al., 2002b, 2004b ; Carlier et al., 2005 ; p. 35-36 ci-dessus) permettent en effet de proposer qu’entre ~6°S et 18°S la Cordillère Orientale résulte d’une transpression sénestre de grande échelle, qui passe plus au

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Notamment par nombre d’omissions (voir la première grande section de ce mémoire).

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sud (Bolivie) à un raccourcissement plus ou moins frontal (Fig. 50).116 Dans ce schéma la déflexion d’Abancay représente une zone sigmoïde de relais entre deux transpressions sénestres d’échelle lithosphérique (Fig. 50). En particulier, la Cordillère Orientale du sud du Pérou et de l’ouest de la Bolivie (Cordillera Real) s’interprète comme une gigantesque zone de transpression, à magmatisme mantellique et crustal associé (Figs. 10, 20, 50 ; C. Martinez, in Dorbath et al., 1993).

Figure 50. Schéma explicatif du développement des « Andes tectoniques » en Bolivie et au Pérou. Les lignes épaisses bleues correspondent à des zones subverticales d’hétérogénéité lithosphérique (e.g., Dorbath et al., 1986, 1993 ; p. 35-36, Figs. 9, 10) et à leurs prolongements supposés ; les lignes de couleur turquoise figurent des accidents décrochants plus hypothétiques (Sempere et al., 2002b, 2004b ; Roperch et al., 2006). Une origine transpressive de la Cordillère Orientale dans le sud du Pérou et la Bolivie adjacente (Cordillera Real) a été antérieurement proposée par C. Martinez (in Dorbath et al., 1993). Les flèches circulaires figurent les rotations d’axe vertical mises en évidence par Roperch et al. (2006).117

Cette grande zone de transpression sénestre de la Cordillera Real a logiquement guidé le déplacement vers le sud-est de la majeure partie de la Bolivie andine, déplacement qui offre certaines caractéristiques d’une « expulsion ». Vers 17-18°S, la ceinture subandine présente vers le nord une nette limite rectiligne orientée ONO-ESE (Fig. 50), qui suggère l’existence d’un décrochement sénestre d’échelle crustale en profondeur (d’autres décrochements subparallèles sont perceptibles sur cette illustration). On note d’ailleurs qu’à grande échelle la 116

Ces déformations transpressives à compressives ont produit l’inversion tectonique d’un rift triasico-jurassique qui s’était développé le long de l’axe de l’actuelle Cordillère Orientale, cette hétérogénéité lithosphérique préexistante déterminant la localisation des déformations orogéniques (Sempere et al., 2002a). 117 Dans la région côtière ces rotations ont eu lieu avant ~25-20 Ma.

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ceinture subandine présente des traits transpressifs au nord de 18°S, et une allure plus classique de raccourcissement frontal entre 18° et 23°S. Dans ce dernier segment, on observe que le plissement subandin est nettement plus resserré au nord qu’au sud (Fig. 50), asymétrie qui peut s’expliquer comme un effet du fonctionnement transpressif de la branche NO-SE des Andes boliviennes (Cordillera Real et son prolongement au sud-est). L’« expulsion » qui vient d’être évoquée a largement participé à la déformation oroclinale caractéristique du CAO (e.g., Richards et al., 2004), qui, étant donné la faiblesse des contraintes déviatoriques produites par la convergence (Husson & Ricard, 2004), s’est vraisemblablement développée à la faveur d’un sous-placage régional de magmas mafiques au moins dans sa moitié occidentale (Galland, 2004 ; p. 98-99, Fig. 49). Ce magmatisme mafique ayant été actif à partir de ~30 Ma, on peut penser que la déformation oroclinale, incluant cette expulsion, a en fait pu débuter peu après. En particulier il paraît vraisemblable que les rotations antihoraires qui ont eu lieu le long de la côte sud-péruvienne avant ~25(-20) Ma (Roperch et al., 2006) ont été déclenchées « passivement » par l’initiation de cette expulsion (Fig. 50).118 Bien que l’enregistrement sédimentaire suggère que les « Andes tectoniques » auraient commencé à s’individualiser vers ~27-26 Ma (e.g., Sempere et al., 1990 ; Uba et al., 2006), il apparaît maintenant relativement probable que leur formation a en fait débuté un peu plus tôt, puisqu’elle doit logiquement avoir été synchrone des déformations oroclinales indirectement induites par le magmatisme mafique à partir de 30 Ma. relais transpressif

Cordillère Orientale

CAO Batholithe Côtier

Figure 51. Carte géologique du Pérou (version diffusée par INGEMMET en 2003). La Cordillère Orientale (ceinture où dominent les tons bruns et roses) présente un relais transpressif (flèche noire) qui participe de la déflexion d’Abancay (laquelle limite le CAO au nord-ouest) et implique une déformation longitudinale sénestre. La ceinture subandine du Pérou central montre des structures compressives obliques, qui sont également compatibles avec un jeu sénestre de l’interface entre le continent et les Andes. On remarque aussi la forte diminution de l’écartement entre le Batholithe Côtier (représentant la position de l’arc au Crétacé) et la Cordillère Orientale (marquant l’interface tectonique entre Andes et continent), qui permet de visualiser la diminution du volume orogénique du sud vers le nord le long des Andes péruviennes.

L’interprétation proposée ici explique la contemporanéité, pendant l’orogenèse, du raccourcissement caractéristique des « Andes tectoniques », d’une part, et des déformations en extension, transtension et transpression caractéristiques des « Andes magmatiques », d’autre part. Il faut cependant souligner que, même sous le point de vue défendu ici, et aussi faibles qu’aient été les contraintes qu’elle produisait, c’est bien la convergence qui est à l’origine de nombreux phénomènes tectoniques caractéristiques de l’orogène. C’est en effet la convergence qui a causé et maintenu l’interaction tectonique responsable de l’édification des « Andes Orientales ». Cette interaction génératrice de relief, décrochante (transpressive) et localement frontale (compressive), s’est développée entre les domaines continentaux distincts que sont l’Amérique du Sud stable et les Andes Occidentales à croûte épaissie magmatiquement.119 C’est aussi la convergence qui a induit un fluage de la croûte inférieure ductile de l’orogène, notamment longitudinalement, et ce fluage a lui-même causé diverses déformations dans la croûte supérieure sus-jacente. 118

Cette expulsion s’étant poursuivie dans le temps, il semble probable que des rotations tectoniques aient été acquises plus récemment dans la déflexion d’Abancay, située plus au nord. 119 Des idées similaires ont été formulées par James (1971b), Kono et al. (1989), et James & Sacks (1999).

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Les enseignements de la Cordillère des Andes Les scientifiques ne semblent pas être encore suffisamment convaincus que, pour dévoiler les états antérieurs de notre Terre, toutes les géosciences doivent être mises à contribution, et que la vérité ne peut être découverte qu’en combinant toutes ces données. […] Ce n’est que par l’articulation de toutes les géosciences que nous pouvons espérer découvrir la « vérité », c’est-à-dire trouver le modèle qui présente l’ensemble des faits connus dans le meilleur agencement, et mérite donc la plus grande vraisemblance ; et en outre nous devons ensuite nous tenir préparés à ce que chaque nouvelle découverte, issue de quelque discipline que ce soit, puisse en modifier l’énoncé.120 Alfred Wegener (1880-1930), Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (avant-propos à la 4e édition), 1929.

L’analyse interdisciplinaire des Andes Centrales se révèle ainsi riche d’enseignements. Du point de vue des Sciences de la Terre, d’abord, parce qu’elle permet de préciser l’anatomie et l’histoire de l’orogène andin, d’identifier des processus méconnus, d’effectuer des distinctions théoriques fondamentales, et même de mieux comprendre l’origine de la croûte continentale — aspects qui font l’objet de cette troisième grande section. Du point de vue de l’« anthropologie des sciences », aussi, parce que dans cette région, depuis au moins huit décennies, le cheminement des recherches, avec ses impasses, fournit des exemples de choix qui permettent de mieux identifier certains aspects du fonctionnement des Sciences de la Terre, notamment en termes de raisonnements, et de poser la question des conditions favorables ou défavorables à l’émergence d’innovations intellectuelles — aspects que j’aborderai dans la quatrième et dernière section de ce mémoire. Les Andes Centrales se révèlent donc un cas cénozoïque, relativement localisé, de fort épaississement crustal dans un arc continental. L’épaisseur crustale et le volume orogénique atteignent leurs maxima dans leur segment médian : l’orocline des Andes Centrales (CAO ; Fig. 1). Celui-ci apparaît comme une singularité dans le temps et dans l’espace : d’une part le volume orogénique décroît sensiblement au sud et au nord du CAO (Figs. 1, 51), et d’autre part l’épaississement crustal n’y a été principalement acquis que depuis 30 Ma (Mamani et al., 2010) alors que la subduction océan-continent est active depuis vraisemblablement ~650 Ma. Ce double détail pèse lourd dans l’enquête qui nous occupe, car il implique logiquement que c’est un phénomène singulier, ou une conjonction exceptionnelle, qui est à l’origine de l’épaississement caractéristique du CAO — et non pas un régime continu (steady state).121 Selon l’interprétation traditionnelle, cet épaississement résulterait essentiellement d’un raccourcissement tectonique de la marge, c’est-à-dire d’une sorte de « collision océan120

« Die Erkenntnis, daß zur Entschleierung der früheren Zustände unserer Erde alle Geo-Wissenschaften Indizien beizusteuern haben, und daß die Wahrheit nur durch Zusammenfassung aller dieser Anzeichen ermittelt werden kann, scheint noch immer nicht in dem wünschenswerten Grade Allgemeingut der Forscher geworden zu sein. […] Nur durch Zusammenfassung aller Geo-Wissenschaften dürfen wir hoffen, die „Wahrheit“ zu ermitteln, d. h. dasjenige Bild zu finden, das die Gesamtheit der bekannten Tatsachen in der besten Ordnung darstellt und deshalb den Anspruch auf größte Wahrscheinlichkeit hat; und auch dann müssen wir ständig darauf gefaßt sein, daß jede neue Entdeckung, aus welcher Wissenschaft immer sie hervorgehen möge, das Ergebnis modifizieren kann. » (traduit par moi-même)

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Pour illustrer ce point critique, un seul exemple suffira parmi plusieurs possibles : Schellart et al. (2007) se basent sur la littérature dominante pour considérer l’orogenèse des Andes Centrales comme le résultat d’un raccourcissement tectonique, qu’ils expliquent comme une conséquence de leur position éloignée des limites latérales du slab en subduction. Mais cette région andine occupe une situation similaire depuis au moins le Crétacé (cf. Müller et al., 2008) alors que l’orogenèse majeure ne s’est déclenchée qu’à 30 Ma : il paraît donc douteux que cette position puisse être à l’origine de l’orogenèse dans les Andes Centrales.

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continent ». Depuis Suárez et al. (1983), et en conformité avec le paradigme selon lequel « pratiquement toutes les principales chaînes de montagnes du monde résultent d’un raccourcissement crustal » (Molnar & Lyon-Caen, 1988), il a été implicitement admis que ce raccourcissement s’est propagé d’ouest en est depuis le début de l’orogenèse (Fig. 6). Cependant, dans les Andes Centrales, l’épaisseur crustale atteint ses valeurs maximales dans des régions volcaniques, et notamment le long de l’arc magmatique principal, où par ailleurs le raccourcissement tectonique observable est remarquablement faible, voire absent (James, 1971b ; Kono et al., 1989 ; Beck et al., 1996 ; Yuan et al., 2002) — en contradiction flagrante du modèle de Suárez et al. (1983). De fait on n’observe un raccourcissement tectonique important que dans la moitié orientale des Andes Centrales (« Andes Orientales »). La reconstitution de la chronologie de l’orogenèse montre en outre que l’acquisition de l’épaississement crustal n’est pas corrélée aux variations de la vitesse de convergence des plaques mais qu’elle a coïncidé avec des phénomènes magmatiques remarquables (Fig. 44). La discussion détaillée des données disponibles, notamment chronologiques, fait apparaître que ce sont des phénomènes magmatiques générés par la subduction qui sont à l’origine de l’épaississement crustal caractéristique des « Andes Occidentales » — en accord avec des idées avancées antérieurement pour les Andes Centrales (e.g., James, 1971b ; Kono et al., 1989 [Fig. 52] ; James & Sacks, 1999) et avec le paradigme (Taylor, 1967) qui fait des arcs de subduction le contexte privilégié de génération de croûte continentale et donc de croissance crustale.

Figure 52. Schéma interprétatif proposé par Kono et al. (1989), que confirme et précise l’analyse présentée dans ce mémoire.

Plus précisément, il apparaît que deux types de phénomènes magmatiques sont intervenus : d’une part le fonctionnement « normal » de l’arc, qu’entretient la déshydratation du slab subduit, et d’autre part des flux ascendants de matière asthénosphérique dans le coin mantellique, plus localisés et épisodiques, qu’on peut décrire comme des « panaches de subduction ». Des phénomènes magmatiques produits par de tels flux — mais pas toujours explicitement reconnus comme tels — ont été décrits le long de l’arrière-arc andin à différentes époques (e.g., Wasteneys, 1990 ; Kay et al., 1992, 1994, 2004, 2006, 2007 ; Hoke et al., 1994 ; Sandeman et al., 1995 ; de Ignacio et al., 2001 ; D’Orazio et al., 2004 ; Barragán et al., 2005 ; Kay & Copeland, 2006 ; Kay & Ramos, 1996 ; Hoke & Lamb, 2007). Il convient de souligner que d’assez nombreuses interprétations ont fait appel à une remontée de l’asthénosphère dans le coin mantellique à l’époque orogénique dans le CAO (e.g., Isacks, 1988 ; Kley et al., 1999), sans toutefois en déduire les conséquences que ce phénomène impose en termes de production de magmas mafiques, de transferts de matière du manteau vers la croûte, et donc de croissance crustale.

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Dans le CAO, ces flux ascendants de matière asthénosphérique sont l’expression d’instabilités thermiques qui ont été déclenchées par l’élargissement du coin mantellique en cours depuis 30 Ma, lequel se traduit aussi par la migration du front volcanique vers la fosse. Ils ont généré un abondant magmatisme mafique potassique, qui, en intrudant et sousplaquant la croûte préexistante des « Andes Occidentales », a interagi avec elle en en modifiant certains paramètres rhéologiques et, notamment, en abaissant les seuils rhéologiques à partir desquels est possible une déformation substantielle de la croûte. Les « Andes Orientales », où la croûte a été effectivement raccourcie, résultent de l’interaction tectonique des « Andes Occidentales » avec le continent sud-américain stable. En outre, des écoulements de croûte inférieure ductile se sont produits depuis les régions surépaissies du CAO, longitudinalement vers les régions situées au nord et au sud, ainsi que transversalement (Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003 ; Picard et al., 2008). L’approche interdisciplinaire utilisée pour rendre compte de l’ensemble des observations conduit ainsi à reconnaître aux phénomènes magmatiques générés par la subduction un rôle majeur dans l’épaississement crustal des Andes Centrales et leur histoire tectonique ellemême. Il apparaît que deux élargissements du coin mantellique (90–50? Ma ; 30–0 Ma), provoqués par une augmentation du pendage du slab, ont déclenché de véritables « embrasements » (flare-ups) magmatiques, au cours desquels s’est considérablement accru le volume de matière transféré du manteau vers la croûte par le magmatisme, et ont induit de ce fait une croissance crustale accélérée et donc la formation d’un relief significatif centré sur l’arc. Ce phénomène a ainsi été responsable de l’édification de proto-Andes à partir de 90 Ma le long de la marge péruvienne. Dans le sud du Pérou, le passage en subduction entre ~45 et 30 Ma d’une hétérogénéité flottable de grande dimension, qui avait « aplati » le pendage du slab, s’est conclu par l’accroissement, à partir de 30 Ma, de l’angle de son plongement : l’élargissement du coin mantellique qui en a résulté a déclenché dans le CAO, à partir de cette région, d’importants flux ascendants de matière asthénosphérique, lesquels ont généré un abondant magmatisme mafique et ont conduit à un épaississement accéléré de la croûte de l’arc et de l’arrière-arc adjacent. Il apparaît ainsi que, dans le CAO, les périodes orogéniques correspondent fondamentalement aux périodes où l’augmentation de l’inclinaison du slab a élargi le coin mantellique, parce que ce phénomène provoque des flux ascendants de matière mantellique plus profonde, qui causent de véritables « embrasements » (flare-ups) magmatiques affectant l’arc et l’arrière-arc adjacent. La croissance crustale à l’origine de l’orogenèse s’est effectuée de façon discontinue parce que ces « embrasements » l’ont eux-mêmes été — et on conçoit que cette caractéristique puisse définir des sortes de « phases magmato-tectoniques ». L’orogenèse dans le CAO semble ainsi pouvoir s’expliquer par l’enchaînement causal suivant : orogenèse (incluant ses aspects tectoniques)  épaississement crustal  « embrasement magmatique » (initialement mafique)  élargissement du coin mantellique  accroissement de l’inclinaison du slab ( rétraction au moins régionale de la cellule convective panthalasséenne122). Cet enchaînement logique laisse entrevoir les raisons possibles de certains synchronismes observés, à petites ou grandes échelles, entre phénomènes géologiques de natures semblables ou contrastées. On conçoit par exemple que le synchronisme approximatif relevé entre diverses déformations à composante apparemment compressive dans les Andes Orientales (e.g., Noblet et al., 1996) ait pu longtemps être interprété comme des effets de « phases tectoniques compressives », mais qu’il ne soit en définitive qu’une conséquence de l’épaississement magmatique de la croûte pendant certaines périodes effectivement spécifiques. Par exemple, les caractéristiques stratigraphiques qui ont pu être interprétées comme des effets d’une « phase 122

Collins, 2003 ; voir ci-après.

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tectonique péruvienne » apparaissent en fait comme des conséquences de la croissance accélérée de l’arc magmatique à partir de ~90 Ma (p. 63, 66-68, 90-91). À ce sujet, on observe un étonnant synchronisme (Fig. 42) entre l’initiation de la croissance de l’arc à ~90 Ma et ces remarquables phénomènes mantelliques océaniques, dans le Pacifique sud-oriental, qu’ont été la construction rapide du plateau caraïbe-colombien et l’éruption des seules komatiites phanérozoïques connues à ce jour (e.g., Kerr, 2005 ; Kerr & Tarney, 2005). Dans ce dernier cas, on conçoit sans peine que c’est bien la dynamique thermique de la cellule convective « panthalasséenne » (Collins, 2003) qui est susceptible de fournir une explication commune à des phénomènes synchrones aussi variés, qu’on rencontre de surcroît tout autour du Pacifique.123 Par ailleurs il convient de distinguer nettement entre la migration de la fosse de subduction (trench migration, aussi désignée par la locution slab rollback) et la variation de l’angle de plongement du slab, étant donné que l’une n’implique pas l’autre, même si les deux phénomènes sont souvent concomitants. La migration de la fosse, au sens strict, ne fait que translater le système (e.g., Husson et al., 2008) sans que le volume du coin mantellique s’en trouve nécessairement modifié.124 C’est bien une augmentation de l’inclinaison du slab qui est nécessaire pour produire l’élargissement du coin mantellique requis pour accroître le flux magmatique. L’interprétation développée ici invite implicitement à aborder la question des périodes où l’inclinaison du slab a au contraire diminué. Ceci a notamment été le cas dans la région occidentale du sud-Pérou entre ~45 et 30 Ma, où il existe quelques indices qui suggèrent indirectement que la croûte supérieure a pu subir une déformation (p. 68-69). Dans le Pérou central, des déformations compressives ont été décrites pour la même époque (e.g., Mégard, 1978 ; Noble et al., 1990). En tout état de cause, un rétrécissement du coin mantellique affecte en théorie un manteau essentiellement plastique, dont la déformation peut n’avoir qu’un effet mineur sur la croûte susjacente, en particulier supérieure. Le principal phénomène à attendre semble une diminution marquée du magmatisme, et notamment l’extinction de toute instabilité thermique génératrice d’un magmatisme mafique abondant dans l’arrière-arc. L’érosion tectonique (subduction erosion) est souvent invoquée pour expliquer certains aspects de l’évolution des géosystèmes de subduction en général, et des orogènes d’arc en particulier. Lorsqu’elle est prononcée, elle se manifeste notamment par une migration de l’arc dans la direction du plongement du slab. Dans le cas de l’orocline des Andes Centrales, on observe cependant que l’orogenèse majeure s’est déroulée au contraire pendant une rétro-migration de l’arc (p. 63, 70-71, 92 sq.). Si l’arc semble effectivement avoir (légèrement) migré vers le continent entre le Crétacé inférieur et le Crétacé supérieur (Fig. 27), le fait que les produits magmatiques d’un arc d’âge Ordovicien moyen (~470-460 Ma) affleurent tout le long de la côte du sud-Pérou (e.g., Mukasa & Henry, 1990 ; Loewy et al., 2004 ; Casquet et al., 2010) suggère cependant assez fortement que l’érosion tectonique a été relativement mineure depuis le Paléozoïque le long de ce segment des Andes. Le phénomène apparaît donc négligeable à l’échelle de l’orogenèse.

L’analyse détaillée de l’anatomie et de l’histoire des Andes Centrales (p. 61-107) aboutit donc à infirmer l’interprétation traditionnelle selon laquelle cet orogène résulterait essentiellement d’un raccourcissement tectonique. Elle conduit par conséquent à infirmer le paradigme molnarien lui-même, puisqu’elle établit au contraire qu’il existe au moins une importante chaîne de montagne qui n’a pas été principalement produite par un raccourcissement crustal : les Andes Centrales apparaissent en effet, désormais, comme un contre-exemple majeur à ce paradigme. Parmi les orogènes à croûte épaissie, il semble ainsi de plus en plus nécessaire de distinguer formellement entre orogènes d’arc, d’une part, et orogènes collisionnels, d’autre part.

123

E.g., Coleman et al., 1992 ; Zhang et al., 2003 ; McClelland & Oldow, 2007. Une analyse de la longue liste de ces synchronismes dépasserait le cadre de ce mémoire. 124 Cette translation doit cependant être compensée latéralement, et elle est d’ailleurs souvent considérée comme le moteur de l’expansion océanique dans l’Atlantique Sud.

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Les orogènes d’arc se développent du fait de la subduction d’une plaque océanique sous une autre plaque — qui peut être océanique ou continentale.125 Dans l’un comme l’autre de ces deux cas, le magmatisme généré par la subduction, qui peut revêtir deux formes principales en fonction des processus de fusion à l’oeuvre dans le coin mantellique (voir ci-après p. 127 sq.), extrait de la matière du manteau et la transfère dans la croûte sus-jacente en produisant — moyennant divers processus de « distillation » magmatique (e.g., Rudnick, 1995 ; Davidson & Arculus, 2006) — une croissance de croûte continentale. Si la marge n’est pas soumise à un étirement trop important,126 le magmatisme de subduction conduit ainsi à un épaississement crustal, qui, dans ce contexte de convergence, peut lui-même entraîner divers phénomènes tectoniques, dont certains ont eux-mêmes des conséquences orogéniques (voir ci-après p. 115 sq.). Les orogènes d’arc sont donc des géosystèmes où le phénomène fondamental est la génération et l’épaississement de croûte continentale par accrétions et distillations magmatiques : le paradigme essentiellement valide dans ce contexte est le paradigme taylorien. Les orogènes collisionnels résultent de la collision de deux masses « flottables » de grande dimension (il peut s’agir d’une masse continentale, d’un segment d’arc volcanique, d’un plateau océanique, voire, dans le cas d’une obduction, d’un panneau « flottable » de croûte océanique). Ces collisions peuvent avoir lieu selon des modes cinématiques variés — frontalement à tangentiellement — et s’accompagnent généralement de raccourcissements tectoniques importants. Hormis certains cas de collision tangentielle, le déplacement d’une des masses participant à la collision est assuré par la subduction, sous l’autre masse flottable, d’une croûte océanique dont elle est initialement solidaire — configuration qui relève en fait du cas précédent. La collision a alors lieu lorsque, et là où, cette croûte océanique a été entièrement subduite. Dans ces cas, le développement de l’orogène collisionnel poursuit et conclut l’évolution d’un orogène d’arc. Cette distinction entre orogènes collisionnels et orogènes d’arc équivaut en pratique à celle parfois effectuée entre orogènes « de type alpin » ou « himalayen » et ceux « de type pacifique » ou « cordillérain » (e.g., Brown, 1977 [cité in extenso p. 50] ; Maruyama et al., 1997 ; Ernst, 2005). Le paradigme molnarien, qui voulait que « pratiquement toutes les principales chaînes de montagnes du monde résultent d’un raccourcissement crustal » (Molnar & Lyon-Caen, 1988), se révèle donc erroné d’un point de vue général, mais reste évidemment valide dans le cas spécifique des orogènes collisionnels.127 D’un point de vue génétique, il serait également possible de se référer à ces deux types orogéniques par les locutions « orogènes molnariens » et « orogènes tayloriens », respectivement, à condition de ne pas oublier que la plupart des orogènes « molnariens » ont évolué comme orogène « taylorien » antérieurement à la collision qui a achevé de les édifier. Ce détail est sans doute susceptible d’expliquer certaines caractéristiques spécifiques d’orogènes collisionnels (voir ci-après p. 121-126). Comme on va le voir dans la section suivante, le volume orogénique d’un orogène d’arc — non collisionnel — comme les Andes Centrales peut en effet être bien plus important que celui d’un orogène collisionnel comme les Andes du Nord (Fig. 1).

125

Ceci implique qu’au Phanérozoïque les orogènes d’arc se sont principalement développés le long du pourtour de la cellule convective panthalasséenne (Collins, 2003) — c’est-à-dire du paléo-Pacifique —, ainsi que le long de la bordure nord de la Téthys. 126 C’est notamment le cas en l’absence de rollback significatif. 127 Énoncer que « toutes les chaînes collisionnelles du monde résultent d’un raccourcissement crustal » friserait cependant le truisme.

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Segmentation et hétérogénéité de la Cordillère des Andes Tâchons de donner un aperçu, plutôt qu’une énumération de ces éminences primitives du globe. 1.° La chaîne des Cordelières ou des montagnes de l’Amérique, qui s’étend depuis la pointe de la terre de feu jusqu’au nord du nouveau Mexique, et aboutit enfin à des régions septentrionales que l’on n’a pas encore reconnues. On peut regarder cette chaîne de montagnes comme continue dans une longueur de plus de 120 degrés, c’est-à-dire, de trois mille lieues ; car le détroit de Magellan n’est qu’une coupure accidentelle et postérieure à l’établissement local de cette chaîne, dont les plus hauts sommets sont dans la contrée du Pérou,128 et se rabaissent à peu-près également vers le nord et vers le midi : c’est donc sous l’équateur même que se trouvent les parties les plus élevées de cette chaîne primitive des plus hautes montagnes du monde ; et nous observerons comme chose remarquable, que de ce point de l’équateur elles vont en se rabaissant à peu-près également vers le nord et vers le midi, et aussi qu’elles arrivent à peu-près à la même distance, c’est-à-dire, à quinze cents lieues de chaque côté de l’équateur ; en sorte qu’il ne reste à chaque extrémité de cette chaîne de montagnes, qu’environ 30 degrés, c’est-à-dire, sept cents cinquante lieues de mer ou de terre inconnue vers le pôle austral, et un égal espace dont on a reconnu quelques côtes vers le pôle boréal. Cette chaîne n’est pas précisément sous le même méridien, et ne forme pas une ligne droite ; elle se courbe d’abord vers l’est, depuis Baldivia jusqu’à Lima, et sa plus grande déviation se trouve sous le tropique du Capricorne ; ensuite elle avance vers l’ouest, retourne à l’est, auprès de Popayan, et de-là se courbe fortement vers l’ouest, depuis Panama jusqu’à Mexico ; après quoi elle retourne vers l’est, depuis Mexico jusqu’à son extrémité, qui est à 30 degrés du pôle, et qui aboutit à peu-près aux isles découvertes par de Fonté. En considérant la situation de cette longue suite de montagnes, on doit observer encore comme chose très-remarquable, qu’elles sont toutes bien plus voisines des mers de l’occident que de celles de l’orient. Georges-Louis Leclerc de Buffon (1707-1788), Des époques de la nature (p. 83-84), 1778.129

Depuis l’adoption de la tectonique des plaques, les Andes sont considérées comme un exemple particulièrement illustratif d’orogène produit par la subduction d’une plaque océanique sous une marge continentale. Le long segment des Andes qui s’étire du nord-ouest de la Colombie au sud du Chili fait partie de la zone de subduction qui borde, depuis au moins le Paléozoïque inférieur, la « cellule panthalasséenne » — c’est-à-dire pacifique — de la convection mantellique globale (Collins, 2003). Un premier point à souligner est que les Andes se composent en fait d’une succession de segments longitudinaux, eux-mêmes hétérogènes, qui ont connu des évolutions sensiblement différentes (e.g., Jordan et al., 1983 ; Kley et al., 1999 ; Sempere et al., 2008). Cette segmentation marquée résulte du fait que les Andes ont été construites par divers processus qui ont varié en nature et en intensité au cours du temps, ainsi que longitudinalement et transversalement. Il est particulièrement évident que pratiquement chaque caractéristique géologique varie transversalement et longitudinalement à la Cordillère, ce qui fait que des conclusions atteintes dans une région peuvent rarement être généralisées à d’autres. Ceci est en partie dû au fait que la croûte des Andes et des régions adjacentes est largement hétérogène (e.g., Mamani et al., 2008 ; Sempere et al., 2008). Il convient en effet d’éviter à tout prix ce qui serait la vision simpliste d’une marge homogène qui aurait soudain été soumise à l’orogenèse. L’Amérique du Sud, et notamment sa marge occidentale, consistent en effet d’une mosaïque de domaines crustaux pré-mésozoïques, dont la géométrie et la rhéologie ont généralement joué un rôle non négligeable pendant la déformation andine, même loin des Andes proprement dites. Cette hétérogénéité provient de ce que cette marge a connu de nombreux épisodes de croissance crustale et/ou de déformations depuis le 128

A l’époque de Buffon, on entendait par « Pérou » un territoire bien plus vaste que celui de l’actuelle République du Pérou. Au XVIIIe siècle ce « Pérou » comprenait notamment l’actuel Equateur, sur le territoire duquel fut menée la fameuse mesure à l’équateur du degré de méridien terrestre, au cours d’une expédition entreprise en 1735 et à laquelle participèrent notamment Charles-Marie de La Condamine, Pierre Bouguer et Joseph de Jussieu. 129 Les passages en gras sont soulignés par moi.

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Protérozoïque (e.g., Mégard, 1978 ; Kay et al., 1989 ; Pankhurst & Rapela, 1998 ; Loewy et al., 2004 ; Cawood, 2005 ; Mikovi et al., 2005 ; Chew et al., 2007a, 2008).

La première distinction fondamentale est d’ordre génétique : l’évolution des Andes du Nord, qui s’étendent essentiellement au nord du golfe de Guayaquil, a en effet été dominée depuis le Crétacé supérieur par la déformation collisionnelle à transpressive causée par le mouvement vers l’est du plateau océanique caraïbe-colombien (CCOP : Caribbean-Colombian Oceanic Plateau) contre la marge nord-ouest de l’Amérique du Sud. Les Andes du Nord se sont édifiées le long et autour de la marge nord-ouest de l’Amérique du Sud. De nombreux travaux ont traité de leur structure complexe, laquelle résulte fondamentalement de l’interaction de la plaque Caraïbe avec le nord-ouest de l’Amérique du Sud (e.g., Pindell & Barrett, 1990 ; Erlich & Barrett, 1990 ; Freymueller et al., 1993 ; Meschede & Frisch, 1998 ; Lallemant & Sisson, 2005 ; Montes et al., 2005). Bien avant l’orogenèse, les régions est et ouest du nord-ouest de l’Amérique du Sud avaient connu des évolutions contrastées : la première avait évolué en tant que marge passive créée au Jurassique par la séparation de l’Amérique du Nord et de l’Amérique du Sud (en fait, de la Laurasie et du Gondwana occidental), tandis que la seconde avait fonctionné comme marge active du fait de la subduction de plaques océaniques panthalasséennes (i.e., pacifiques) sous le continent depuis au moins le Paléozoïque (e.g., Jaillard et al., 1990, 1995 ; Pindell et al., 2005, 2006). Le plateau océanique caraïbe-colombien (CCOP) s’est formé sur une plaque océanique de la Panthalassa à partir de ~91 Ma, supposément par l’activité du point chaud des Galapagos (e.g., Kerr et al., 2002, 2003 ; Kerr & Tarney, 2005 ; Luzieux et al., 2006). Du fait du mouvement des plaques, le CCOP est entré en collision avec la marge nord-ouest de l’Amérique du Sud à partir du Campanien inférieur (~85-80 Ma: Kerr et al., 2002 ; Jaillard et al., 2004 ; Spikings et al., 2005) ou supérieur (~75 Ma: Vallejo et al., 2006 ; ~73 Ma: Luzieux et al., 2006). Des échanges substantiels de faunes terrestres se sont produits entre l’Amérique du Nord et l’Amérique du Sud à partir du Campanien, ce qui suggère que la collision avait construit vers ~80-75 Ma un isthme entre les deux masses continentales (Gayet et al., 1992). La collision a eu pour conséquences des accrétions de terranes océaniques et d’arc le long de la marge de l’Equateur et de la Colombie pendant le Crétacé supérieur et le Paléogène (McCourt et al., 1984 ; Reynaud et al., 1999 ; Spikings et al., 2001, 2005 ; Jaillard et al., 2004 ; Toro-Álava & Jaillard, 2005). Cette collision est devenue plus tangentielle à mesure que le CCOP se déplaçait et coulissait le long de la marge nord-ouest de l’Amérique du Sud. L’intense et longue interaction tectonique de la plaque Caraïbe (i.e., le CCOP en cours de déformation) avec le continent adjacent a produit une grande variété de structures de toutes échelles (e.g., Dengo & Covey, 1993 ; Taboada et al., 2000 ; Guillier et al., 2001 ; Gómez et al., 2005), et notamment des inversions compressives à transpressives d’anciennes structures extensives (e.g., Kellogg & Vega, 1995 ; Colletta et al., 1997 ; Acosta et al., 2004 ; Mora et al., 2006). Cependant, les unités orogéniques qui en ont résulté présentent des volumes et des altitudes moyennes nettement plus faibles que dans les Andes Centrales.

Les Andes Centrales et Méridionales, en revanche, se sont édifiées le long de la marge occidentale de l’Amérique du Sud dans un contexte de subduction océan-continent « pure », qui n’a apparemment pas été perturbé par des phénomènes collisionnels, du moins d’échelle significative. Ce long segment andin a donc essentiellement évolué en tant qu’orogène d’arc, depuis vraisemblablement ~650 Ma (Chew et al., 2008). Les Andes Centrales contrastent fortement avec les deux autres grands segments (Fig. 1). À la différence des Andes du Sud, la subduction océan-continent y a construit un volume orogénique considérable, avec une épaisseur crustale qui atteint des valeurs connues actuellement seulement dans l’Himalaya-Tibet. Au contraire des Andes du Nord, aucune véritable collision ne s’y est produite au cours de leur histoire méso-cénozoïque — et pourtant leur volume orogénique est beaucoup plus important. 114


Anatomie et genèse des Andes Centrales How often have I said to you that when you have eliminated the impossible, whatever remains, however improbable, must be the truth? Arthur Conan Doyle (1859-1930), The sign of four, 1890.130

Étant donné leurs dimensions, les Andes Centrales constituent donc un cas extrême d’orogène d’arc. En plus de ses caractéristiques extraordinaires, cet arc continental présente des variations longitudinales remarquables, notamment en termes de volume orogénique, qui font que ce segment long de ~4000 km est lui-même segmenté : on peut ainsi distinguer les Andes Centrales du Nord (NCA)131 entre 5°30’S et ~13°S, l’orocline des Andes Centrales (CAO)132 entre ~13°S et 28°S, et les Andes Centrales du Sud (SCA)133 entre 28°S et ~37°S. Le CAO, qui couvre une surface de ~1,300,000 km2, en est le segment le plus spectaculaire, du fait que depuis 30 Ma il est le siège d’un épaississement crustal considérable : la largeur de l’orogène, entre la fosse de subduction et le front subandin, dépasse localement 850 km, et l’épaisseur de la croûte est localement supérieure à 70 km.134 Le CAO présente une concavité tournée vers l’océan Pacifique (Fig. 1) et son volume orogénique est de loin le plus important de toutes les Andes.135 Il constitue ainsi le cas le plus extrême parmi le chapelet d’orogènes d’arc qui entoure l’océan Pacifique — c’est-à-dire la grande cellule de convection mantellique dite « panthalasséenne » (Collins, 2003). À la différence du CAO, l’orogenèse majeure, et donc l’épaississement crustal, ne se sont développés dans les Andes Centrales du Nord et du Sud (NCA et SCA) qu’à partir de ~10 Ma (p. 43, 84 ; Fig. 18), vraisemblablement à la faveur d’un écoulement longitudinal de croûte profonde ductile à partir de la région déjà surépaissie du CAO (p. 80-84). Ce point a une incidence non négligeable sur le calcul des taux d’accrétion magmatique nécessaires pour rendre compte de l’épaississement crustal (voir ci-après p. 130-133). Le CAO présente une segmentation transversale, qu’on peut résumer en opposant fondamentalement les Andes Occidentales, où l’épaississement crustal a été acquis par accrétion magmatique, et les Andes Orientales, qui se caractérisent par un net raccourcissement tectonique (p. 39-42, 50-53, etc. ; Figs. 8, 20, 50). La limite entre ces deux domaines peut être marquée par une zone de failles subverticale, ou bien être transitionnelle (Fig. 20).136 Les Andes Occidentales regroupent l’arc et l’arrière-arc adjacent, ainsi que l’avant-arc : le magmatisme produit par la subduction y a joué un rôle très important depuis au moins ~300 Ma, au point qu’on peut les désigner comme « Andes magmatiques ». Les caractéristiques des Andes Orientales en font au contraire des « Andes tectoniques » : elles regroupent la Cordillère Orientale et la partie adjacente de l’Altiplano, et la ceinture subandine ; celle-ci passe transitionnellement à l’avant-pays, qui s’étend plus au nord-est. 130

Merci à Pierre Callot de m’avoir signalé ce passage. NCA : northern Central Andes. Ce segment, entièrement situé au Pérou, s’étire sur ~1100 km de long. 132 CAO : Central Andean Orocline. Longtemps dénommé « orocline bolivien », ce segment des Andes Centrales, long de ~1800 km (mesurés à l’arc), s’étend toutefois sur quatre pays (Bolivie andine, ~450.000 km2 ; sud du Pérou, ~350.000 km2 ; nord-ouest de l’Argentine, ~240.000 km2 ; nord du Chili, ~240.000 km2) et il semble préférable d’employer un terme qui ne soit pas marqué nationalement. 133 SCA : southern Central Andes. Ce segment couvre le Chili central et l’Argentine centro-occidentale sur ~1100 km de long. 134 James, 1971a ; Kono et al., 1989 ; Beck et al., 1996 ; Yuan et al., 2000, 2002. 135 Il est frappant que ce volume orogénique décroît au nord et au sud du CAO (Figs. 1, 39, 40 ; p. 80-85). La transition entre CAO et NCA s’effectue dans la région de la déflexion d’Abancay, un sous-segment particulier où l’orientation des structures andines montre une rotation significative (Roperch et al., 2006). 136 Entre 14° et 20°S, cette limite passe actuellement dans la partie centrale à orientale de l’Altiplano. 131

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L’épaississement crustal caractéristique du CAO s’est initié dans les Andes Occidentales par la conjonction de deux phénomènes magmatiques produits par la subduction : (1) Le magmatisme d’arc « classique » est entretenu par la déshydratation de la plaque subduite : ses produits présentent donc une signature géochimique dite « de type arc », qui est caractérisée par un enrichissement en éléments les plus facilement transportés en solution, et un appauvrissement concomitant en ceux qui ne le sont pas. Ce type de processus paraît s’accompagner de taux d’accrétion magmatique relativement peu élevés (p. 53-58 ; Fig. 22). (2) Un magmatisme mafique peut être généré dans le coin mantellique, sous l’arc et l’arrière-arc adjacent, par des panaches de subduction, qui sont des flux ascendants de matière asthénosphérique, laquelle possède généralement une composition de manteau « fertile » (non appauvri). Les produits de ce magmatisme présentent donc des signatures qui rappellent celles des laves générées par le même type de phénomène (panaches s.l.) au sein des plaques terrestres. Ce type de processus est responsable de taux d’accrétion magmatique élevés (>400 km3/Myr.(km d’arc) ; p. 53-58 ; Fig. 22). À la différence du magmatisme d’arc classique, qui est continuellement entretenu par la déshydratation de la plaque subduite, le magmatisme mafique produit par l’activité de panaches de subduction est épisodique : ces panaches sont des instabilités thermiques qui doivent être déclenchées et entretenues. Il est concevable que ce type d’instabilité ne puisse apparaître dans un géosystème de subduction en régime continu qu’à la faveur d’une perturbation de son fonctionnement, c’est-à-dire d’une singularité. Dans le CAO, un magmatisme de ce type a été déclenché à 30 Ma par l’accroissement de l’inclinaison du slab et la rétro-migration de l’arc vers la fosse qui ont suivi l’engloutissement d’une hétérogénéité importante de la plaque subduite (p. 92-99). Cet événement singulier a résulté en un élargissement du coin mantellique qui a déclenché un panache de subduction. La poursuite de cet élargissement, dont témoigne la poursuite de la rétro-migration de l’arc (Fig. 27), a entretenu des instabilités thermiques dans le coin mantellique jusqu’à aujourd’hui.137 L’éruption vers ~25 Ma de laves mafiques dans l’arc même (e.g., Hoke & Lamb, 2007 ; Mamani et al., 2010) indique que les phénomènes de type panache qui se développent dans le coin mantellique peuvent toucher l’arc lui-même (cf. Fig. 59 p. 136). C’est aussi un élargissement du coin mantellique et donc un accroissement des flux magmatiques qui semblent devoir expliquer la croissance accélérée de l’arc péruvien à partir de ~90 Ma (p. 66-67 et 90-91 ; Fig. 42). Dans ce cas, cependant, il ne semble pas que des panaches de subduction aient été générés. Un élargissement du coin mantellique entraîne donc aussi un accroissement du seul magmatisme d’arc « classique ». Dans le segment le plus volumineux des Andes — le CAO —, l’orogenèse se ramène donc à une croissance crustale de cet arc continental lors d’épisodes spécifiques déclenchés par un accroissement du flux magmatique provenant du manteau. Une tectonique andine connexe de l’épaississement magmatique de la croûte Dans un contexte général d’orogène d’arc, magmatisme et tectonique sont nécessairement connexes parce qu’ils sont à l’oeuvre dans le même géosystème de façon concomitante : ce serait donc une erreur de les séparer conceptuellement. La croissance magmatique de la croûte du CAO a entraîné dans cette région, directement ou indirectement, des phénomènes

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Ces instabilités ont peut-être été d’autant plus faciles à maintenir qu’on se trouve au-dessus de la région centrale d’un slab très large (cf. Russo & Silver, 1994 ; Schellart et al., 2007 ; Karato et al., 2008).

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tectoniques importants et variés,138 à toutes les époques. Ceci est évident pour la période de l’orogenèse majeure, mais vaut aussi pour l’évolution antérieure à 30 Ma. Au moins aux époques où la marge continentale était occupée par un arc relativement peu développé, la croissance de celui-ci flexurait la lithosphère adjacente et participait ainsi à l’entretien de la subsidence du bassin d’arrière-arc, voire l’induisait. Les variations de la subsidence dans le bassin d’arrière-arc au cours du Crétacé supérieur – Paléogène ont été jusqu’ici systématiquement interprétées comme des effets distaux d’un raccourcissement tectonique à l’oeuvre plus à l’ouest (e.g., Sempere et al., 1997). Étant donné l’absence de preuves directes d’un raccourcissement de cet âge dans les régions occidentales, il faut en effet admettre que ces variations étaient produites par la croissance même de l’arc, et que celle-ci contrôlait donc la subsidence de l’arrière-arc. Il apparaît ainsi que, malgré un gradient géothermique sans doute plus élevé, la croissance magmatique d’un arc est assimilable à celle d’un prisme orogénique tectonique, en ce sens qu’elle crée une surcharge crustale suffisante pour flexurer la lithosphère et entretenir la subsidence de l’arrière-arc, dont les variations sont à mettre en rapport avec l’histoire même de cette croissance. Cette déduction s’appuie sur le bon accord chronologique observé, depuis au moins le Jurassique, entre les variations de la subsidence dans l’arrière-arc et celles de l’activité de l’arc : on note par exemple que l’accélération de la subsidence enregistrée vers ~61 Ma dans le bassin d’arrière-arc (Sempere et al., 1997) a été synchrone d’un pic de l’activité magmatique (âges chez Clark et al. [1990] et Quang et al. [2003], et datations inédites). Par conséquent le fonctionnement d’un bassin d’avant-pays de type classique n’implique pas nécessairement une origine tectonique pour l’orogène voisin : un bassin de caractéristiques similaires peut en effet être généré et entretenu le long d’un orogène d’arc — puisqu’une croûte épaissie est produite dans les deux cas, et que la charge qu’elle impose flexure la lithosphère de façon similaire. Il faut en outre remarquer qu’au cours du Phanérozoïque pratiquement toutes les déstabilisations en masse d’ampleur régionale connues dans le bassin d’arrière-arc ont été apparemment synchrones d’accélérations notables de la croissance de l’arc situé plus à l’ouest : • Au nord de Moquegua, un glissement épais d’une trentaine de mètres déforme une sousunité stratigraphique d’âge santonien présumé (par corrélation avec la série décrite par Sempere et al., 1997) au sein de la série volcanoclastique adossée à l’arc Toquepala (cf. p. 66-67). • Le collapse géant du bassin d’arrière-arc sud-péruvien à ~90 Ma (Callot et al., 2008a) a été synchone de l’initiation de la construction magmatique des proto-Andes (p. 66 et 90-91). • La Formation Cachíos, datée du Callovien et caractérisée par de nombreux glissements (Vicente et al., 1982), a été synchrone du début de la mise en place du batholithe d’Ilo, d’âge jurassique moyen à supérieur (Clark et al., 1990 ; F. Boekhout & U. Schaltegger, Université de Genève, comm. pers.), qui représente une croissance accélérée de l’arc à cette époque. • La succession carbonifère de Bolivie comporte de nombreux glissements (Sempere, 1995) : elle s’est accumulée dans le bassin d’arrière-arc (ou d’avant-pays) de l’orogène d’arc dont la construction a culminé au Pennsylvanien (Chew et al., 2007a ; p. 16-17, 64-65, 89). • Les resédiments connus en Bolivie au Pridolien (Silurien terminal) et plus régionalement à l’Ordovicien terminal et moyen peuvent avoir été synchrones d’épisodes de la croissance de l’arc siluro-ordovicien (cf. Sempere, 1995 ; Chew et al., 2007a ; Cardona et al., 2009).

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La région soumise à l’épaississement magmatique et l’essentiel de l’avant-arc (les Andes Occidentales) se caractérisent par des déformations surtout en extension. Les rotations induites par l’envahissement de la croûte par le magmatisme mafique se sont accompagnées de décrochements, dont certains de grande échelle (ainsi la région transpressive formée par la Cordillère Orientale du sud du Pérou et de l’ouest de la Bolivie) ; leur accomodation a conduit à des raccourcissements régionalement frontaux (ainsi la Cordillère Orientale du sud de la Bolivie) : ce sont ces déformations qui ont épaissi la croûte dans les Andes Orientales.

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D’une façon plus générale, il est important d’observer que dans le CAO les phénomènes tectoniques ne sont pas corrélés aux variations de vitesse ou d’obliquité de la convergence, mais aux phénomènes magmatiques (p. 102-105 ; Fig. 44), lesquels se ramènent en premier lieu au magmatisme mafique. Il faut donc admettre que, pour l’essentiel, la tectonique andine en général (c’est-à-dire dans ses manifestations extensives, décrochantes, et compressives) n’a pas directement résulté de la convergence des plaques, mais a été induite par l’épaississement crustal magmatique des Andes Occidentales. Ce point de vue permet de comprendre pourquoi extension dans les Andes Occidentales et raccourcissement dans les Andes Orientales ont pu être synchrones139 : l’épaississement crustal magmatique a en effet induit des déformations en extension dans le domaine où il se produisait (cf. Tirel, 2004), tandis qu’il rendait possible, du fait des modifications rhéologiques qu’il induisait aussi, et malgré la faiblesse des contraintes produites par la convergence, des rotations et des déformations connexes incluant des raccourcissements. Ce n’est pas un hasard si les déformations transpressives à compressives qui caractérisent les Andes Orientales ont commencé à se développer peu après l’initiation de l’abondant magmatisme mafique Tacaza. Les Andes Occidentales Le magmatisme produit par la subduction se répartit dissymétriquement depuis la limite ouest de l’arc vers l’est. L’intensité du magmatisme d’arc semble maximale le long du front volcanique, du fait que la croûte y atteint généralement son épaisseur maximale (Figs. 14 à 17), et diminue vers l’est — sauf si un panache de subduction y est actif, comme dans le cas de la meseta de Los Frailes. Le fort gradient topographique qui marque la limite entre le front volcanique et l’avant-arc (Fig. 53) est accompagné par une frange de failles normales, parfois aveugles, dont un des effets principaux, dans le sud du Pérou, a été de basculer vers l’arc des panneaux de l’avant-arc (note 84 p. 73 ; cf. Wörner & Seyfried, 2001 ; Wörner et al., 2002 ; contra Farías et al., 2005). Ces relations topographiques et structurales s’expliquent par le fait que cette limite correspond à un contraste brutal entre la Cordillère Occidentale, qui est soumise à une intense accrétion magmatique, et l’avant-arc, où ce phénomène n’a pas lieu (Fig. 54).

Figure 53. A : Relief des Andes du sud du Pérou ; l’arc volcanique borde le haut-plateau au sud-ouest, et présente un fort escarpement le long de son flanc sud-ouest, assez irrégulier (l’océan Pacifique est en bleu sombre). B : Modèle numérique de terrain du sud-ouest du Mexique140 ; comme dans le sud du Pérou, on observe un fort escarpement le long du flanc pacifique de l’arc volcanique, qui marque le bord sud-ouest, irrégulier, du haut-plateau (l’océan Pacifique est en bleu ciel).

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Des synchronismes similaires entre extension et raccourcissement ont été décrits dans d’autres orogènes d’arc, comme par exemple la cordillère canadienne (e.g., Vanderhaeghe & Teyssier, 2001). 140 Image obtenue par l’intermédiaire de V.H. Garduño-Monroy, que je remercie.

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C’est donc le flux magmatique qui induit une tectonique en extension le long du versant pacifique de ce front. Le fort contraste entre une région soumise à un important flux magmatique qui épaissit sa croûte (l’arc) et une région adjacente qui ne l’est pas (l’avant-arc) ne peut en effet qu’induire des phénomènes tectoniques d’essence gravitaire et d’échelle crustale (e.g., van Bemmelen, 1954,141 1955 ; Rey et al., 2001 ; Vanderhaeghe & Teyssier, 2001). Dans cette optique il est tentant de réinterpréter un profil sismique transversal aux Andes Occidentales du nord du Chili vers 21°S (Oncken et al., 2003) en y reconnaissant immédiatement à l’ouest du front volcanique un système de failles normales d’échelle crustale, qui s’horizontalise vers ~36 km de profondeur et tend à translater l’ensemble de l’avant-arc vers la fosse en le basculant vers l’arc (Fig. 54). Ceci explique pourquoi on observe très fréquemment un basculement structural de ce type du côté pacifique de l’arc.

Figure 54 (modifiée d’après Oncken et al., 2003). Synthèse des données sismiques transversalement aux Andes Occidentales vers ~21°S. L’essaim de réflecteurs incurvés désigné par QBBS (Quebrada Blanca bright spot) se situe immédiatement à l’ouest du front volcanique, qui en surface est généralement bordé à l’ouest par un fort gradient topographique. Le QBBS pourrait donc correspondre à la coalescence d’une famille de failles normales d’échelle crustale (lignes pointillées orangées) qui font s’effondrer gravitairement l’ensemble de l’avant-arc vers l’océan (cf. Wörner et al., 2002 ; contra Farías et al., 2005). On note que ce QBBS limite à l’ouest la ALVZ (Altiplano low velocity zone), qui représente très vraisemblablement une région riche en produits partiellement fondus et en fluides, alimentée par le magmatisme de subduction (e.g., de Silva & Gosnold, 2007 ; Schilling et al., 2007). Selon ces résultats, le front volcanique se situe ~100 km au-dessus du slab (contre ~115 ± 5 km dans le sud du Pérou selon England et al. [2004]).

D’un point de vue tectonique, l’arc et de fait toute la région épaissie magmatiquement sont fondamentalement en extension (Figs. 8, 32-36 ; p. 33-35, 73-75), conformément à des modèles classiques (e.g., Vanderhaeghe & Teyssier, 2001 ; Rey et al., 2001 ; Tirel, 2004 ; Tirel et al., 2006 ; et références citées dans ces travaux). Mais l’interaction des Andes Occidentales avec le continent stable et le fluage ductile de leur croûte inférieure, à laquelle s’appliquent aussi les contraintes générées par la convergence (aussi faibles soient-elles), ont vraisemblablement entraîné des déformations parasites auxquelles il faut sans doute rattacher au moins certaines des structures transpressives et transtensives observées en surface — en soulignant que dans ce cas, la croûte supérieure s’est probablement déformée passivement142. Du fait de la gravité, la croûte inférieure épaisse et ductile sur laquelle repose la croûte supérieure du domaine épaissi magmatiquement flue aussi en tendant à niveler ses irrégularités : ce phénomène de rééquilibrage gravitaire tend ainsi à donner un aspect relativement plat (en dehors des reliefs volcaniques) à la surface de la région épaissie des Andes Occidentales, qu’on décrit souvent comme un haut-plateau (Figs. 53, 54). La croûte surépaissie de celui-ci tend aussi à s’effondrer gravitairement vers la fosse du fait du fort gradient d’épaisseur crustale (lequel se traduit par un fort gradient topographique ; Figs. 14 à 17) : ce phénomène, conforme lui aussi à un modèle classique (e.g., Vanderhaeghe & Teyssier, 2001 ; Rey et al., 2001), explique l’observation assez fréquente de failles inverses et chevauchements le long de l’escarpement pacifique de l’arc (Figs. 37-38 ; p. 76). 141 142

« Mountains collapse, like idols on feet of clay » (van Bemmelen, 1954, cité par Rey et al., 2001). Selon le principe développé par England & Molnar (1991).

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L’avant-arc s’étend entre le front volcanique et la fosse. Sa structure et ses caractéristiques présentent des variations longitudinales substantielles. L’extension y est notoirement le phénomène tectonique dominant, en particulier dans sa partie immergée où la subsidence est classiquement interprétée comme une conséquence d’une érosion tectonique à l’oeuvre sous la marge (e.g., von Huene & Scholl, 1991 ; von Huene et al., 1999 ; von Huene & Ranero, 2003 ; Clift & Hartley, 2007). Cependant, la variété des déformations et des géométries structurales dans l’avant-arc andin a été soulignée (e.g., Jaillard et al., 2002). En plus des manifestations distensives omniprésentes, d’assez nombreuses déformations transpressives à compressives, associées à des bassins spécifiques, ont été localement décrites (e.g., Hartley et al., 2000 ; González et al., 2003, 2006 ; Victor et al., 2004 ; Mpodozis et al., 2005). Les structures peuvent être parallèles ou orthogonales à la fosse, ou encore obliques. Certaines au moins résultent d’une tectonique gravitaire d’échelle crustale (e.g., von Huene et al., 1999 ; Wörner & Seyfried, 2001 ; Wörner et al., 2002). D’un point de vue général, il apparaît que les Andes Occidentales tendent à s’effondrer depuis un certain temps.143 La croûte y est en effet épaissie à l’extrême (Figs. 14 à 17) et soumise à une contention relativement faible sur son côté pacifique : un dénivelé de ~12 km sépare en effet le front volcanique de la fosse, qui au sud-Pérou sont distants de ~190 à ~290 km (d’où une pente moyenne comprise entre 4.1 et 6.3 %). Symétriquement, il est probable qu’une partie des déformations dans les Andes Orientales, c’est-à-dire à l’interface entre Andes Occidentales et le continent stable, ait été induite par les forces de volume imposées par la tendance des premières à s’effondrer latéralement. Les Andes Orientales Comme souligné ci-dessus (p. 105-107), le raccourcissement caractéristique des Andes Orientales résulte de l’interaction tectonique des Andes Occidentales avec le continent sudaméricain : il apparaît ainsi comme une conséquence de l’épaississement crustal, et non pas comme sa cause. Selon l’interprétation développée dans ce mémoire, cette déformation a été rendue possible, étant donné la faiblesse des contraintes imposées par la convergence, du fait de modifications rhéologiques induites d’une part par l’intrusion et le sous-placage de magmas mafiques et d’autre part par l’épaississement crustal qui en a résulté : ceci explique en effet pourquoi ces déformations, qui incluent des rotations de blocs substantielles, se sont essentiellement développées à partir de l’initiation de ce magmatisme mafique. Le raccourcissement tectonique est évident dans la Cordillère Orientale, la partie adjacente de l’Altiplano, et la ceinture subandine. Son étude dans ces régions a alimenté une abondante littérature,144 mais ceci a eu pour effet malheureux de généraliser indûment l’existence d’un raccourcissement à l’ensemble des Andes (e.g., Suárez et al., 1983 ; Isacks, 1988 ; Fig. 6 ; p. 13). D’un point de vue structural, les Andes Orientales comprennent assez souvent une ceinture de plis et chevauchements de vergence est (e.g., Allmendinger et al., 1983 ; Roeder & Chamberlain, 1995), ce qui est généralement le cas dans la (les) ceinture(s) subandine(s), mais en fait la vergence, la quantité de raccourcissement et le style de la déformation présentent fréquemment de substantielles variations longitudinales, qui sont localement rapides (e.g., Jordan et al., 1983 ; Kley et al., 1999). Le raccourcissement s’est communément propagé moyennant l’inversion de structures extensives préexistantes (e.g., Uliana et al., 143

Wörner et al. (2002) ont mis en évidence une déformation tectonique gravitaire d’échelle crustale le long d’un segment de l’escarpement pacifique qui caractérise la partie orientale de l’avant-arc nord-chilien. Cette déformation gravitaire aurait eu lieu vers ~12 Ma. 144 L’essentiel de cette littérature est citée dans les principaux articles qui traitent de la tectonique andine, et les reviews concernant les Andes (e.g., Jaillard et al., 2002 ; Gerbault & Hérail, 2005 ; Sempere et al., 2008).

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1995 ; Kley et al. 2005).145 Un cas éloquent est fourni par la Cordillère Orientale de Bolivie, où la vergence tectonique est typiquement vers l’ouest dans sa moitié ouest, et vers l’est dans sa moitié est (e.g., McQuarrie, 2002) : cette curieuse géométrie s’interprète comme le résultat de l’inversion d’un rift mésozoïque dont l’axe correspond à celui de la cordillère actuelle (Sempere et al., 2002a). On sait que la stratigraphie du remplissage de l’avant-pays fournit des informations indirectes sur le développement orogénique voisin. Parmi les nombreux facteurs qui ont influé sur l’évolution de l’avant-pays andin, il faut mentionner la subsidence flexurale générée par la croissance de l’orogène, le style de la déformation dans les Andes Orientales, les processus thermiques à grande échelle, et les variations eustatiques (e.g., Jaillard et al., 2002). Le climat a sans doute été un facteur général important, étant donné qu’il a imprimé son empreinte sur la dissection des reliefs, les schémas de drainage, le transport du matériel érodé et le flux sédimentaire. La question des interactions entre climat et orogenèse suscitant de nombreuses recherches (e.g., Masek et al., 1994 ; Avouac & Burov, 1996 ; Pinter & Brandon, 1997 ; Willet, 1999), l’idée qu’érosion et sédimentation influent significativement sur la tectonique des orogènes a été appliquée aux Andes Orientales (e.g., Montgomery et al., 2001 ; Strecker et al., 2009).146 Il semble cependant que les facteurs d’ordre climatique n’ont pu jouer qu’un rôle amplificateur de l’orogenèse, par rétroaction positive, étant donné qu’ils ne peuvent évidemment en avoir été le moteur. Des déformations rendues possibles par le magmatisme et l’épaississement Les contraintes déviatoriques auxquelles la marge est soumise sont relativement faibles et insuffisantes à générer par elles-mêmes un raccourcissement important (cf. Husson & Ricard, 2004). Ce fait explique peut-être que les Andes du Nord (pourtant soumises à une collision, même tangentielle) et les Andes du Sud ont pour l’instant connu un développement orogénique relativement limité (p. 112-113), comme d’autres orogènes d’arc de par le monde. Mais en retour il invite à s’interroger sur le cas particulier des Andes Centrales, où approximativement la moitié de l’orogène témoigne au contraire d’un raccourcissement substantiel (e.g., Fig. 20). La clé de la réponse semble résider dans le fait que dans le sud du Pérou les déformations responsables de ce raccourcissement semblent avoir débuté peu après l’initiation à 30 Ma du magmatisme mafique Tacaza. Or Galland (2004) a montré que l’existence de corps subhorizontaux de magmas mafiques dans ou sous la croûte peut faciliter considérablement sa déformation puisqu’elle crée en pratique les conditions d’un décollement : cette situation rend alors possibles des déplacements et déformations sous l’effet des contraintes déviatoriques induites par la convergence, même si elles sont faibles. Dans ce contexte, Galland (2004) a pu générer analogiquement des déformations oroclinales (Fig. 49), dont la morphologie en plan 145

La connaissance de l’histoire géologique antérieure à l’orogenèse proprement dite fournit ainsi des clés qui permettent de mieux comprendre les expressions régionales à locales de la tectonique andine. Les hétérogénéités crustales héritées sont des éléments majeurs qui ont souvent contrôlé la localisation, la géométrie et le style de la déformation dans l’ensemble des Andes. À toutes les échelles, la déformation a été influencée par des spécificités qui vont des éléments paléotectoniques et paléogéographiques régionaux à la simple présence de décollements potentiels dans la succession sédimentaire soumise à la tectonique (e.g., Jaillard et al., 2002). 146 Ainsi d’ailleurs que dans les Andes Occidentales (e.g., Sobel et al., 2003). Lamb & Davis (2003) ont même proposé que c’est en dernière analyse le climat qui, via les processus d’érosion et de sédimentation, a contrôlé le développement des Andes Centrales — « évidemment » conçues comme résultant principalement du raccourcissement tectonique de la marge — en accroissant les contraintes à l’interface des plaques là où la fosse manque de sédiments. Cette interprétation n’a cependant pas convaincu (e.g., Hartley, 2005).

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n’est pas sans rappeler l’orocline des Andes Centrales (le CAO). Or au début du stade orogénique majeur (30 Ma), le déclenchement d’un panache de subduction dans le sud du Pérou a produit un abondant magmatisme mafique dont les produits ont sous-plaqué et intrudé la croûte, en y rendant ainsi possible des rotations tectoniques (p. 98-99, 105-107), lesquelles se sont nécessairement accompagnées de décrochements et de raccourcissements plus locaux. Le maintien d’un magmatisme mafique pendant l’essentiel de l’orogenèse (Fig. 44) peut expliquer que la déformation oroclinale caractéristique du CAO se soit poursuivie par la suite (e.g., Roperch et al., 2000 ; Richards et al., 2004 ; Rousse et al., 2005). La croissance magmatique de la croûte dans les Andes Occidentales a induit des modifications de certains de ses paramètres rhéologiques, qui ont déclenché ou rendu possibles des déformations tectoniques. Tout s’est apparemment passé comme si ces « Andes magmatiques » avait été désolidarisées du reste du continent sud-américain, et transformées de ce fait en une sorte de microplaque « prise en sandwich » entre les plaques Nazca et Amérique du Sud en convergence. En modifiant les rhéologies et les contraintes s’exerçant le long des limites des Andes Occidentales, l’épaississement a permis qu’elles interagissent tangentiellement à frontalement avec le continent sud-américain, ce qui a produit les diverses structures transpressives à compressives de grande échelle qui constituent les Andes Orientales (p. 105-107 ; Fig. 50), structures elles-mêmes à l’origine d’un épaississement. L’épaississement magmatique a en outre accru la masse de croûte ductile dans le CAO, ce qui y a facilité des déformations induites par la convergence et notamment entraîné des écoulements transversaux et longitudinaux au niveau de la croûte inférieure, qui ont contribué à épaissir les régions et segments voisins (p. 80-84). C’est sans doute la relative contention ainsi imposée par la convergence qui a préservé cet orogène relativement « chaud »147 d’un effondrement avancé, du moins pour le moment. Ces contraintes et les fortes variations rhéologiques transversales ont davantage facilité les écoulements ductiles longitudinaux. Dans le Pérou central, l’épaississement crustal généré ainsi depuis le sud participe lui-même à l’entretien des contraintes qui sont à l’origine de la sismicité le long du flanc amazonien de la Cordillère Orientale (cf. Figs. 9, 18, 35). L’épaississement crustal des Andes Centrales résulte donc de plusieurs phénomènes : (1) le processus fondamental a été l’épaississement magmatique des Andes Occidentales du CAO, qui a induit (2) des rotations et, à l’interface entre ces « Andes magmatiques » et le continent stable, diverses interactions tectoniques, génératrices de raccourcissements, et (3) des écoulements de la croûte ductile, notamment longitudinaux. Bien qu’elle ne soit pas directement la cause de l’orogenèse, la convergence a joué un rôle non négligeable. Ce n’est toutefois qu’à partir du moment où le magmatisme mafique a abaissé les seuils rhéologiques que les contraintes relativement faibles qu’elle impose ont pu causer des déformations significatives. Ces contraintes retardent l’effondrement de l’orogène en redistribuant longitudinalement et transversalement sa masse par des écoulements de la croûte ductile. Il apparaît ainsi, assez paradoxalement, qu’à l’origine de la « tectonique andine » se trouve l’augmentation des flux magmatiques qui s’est produite dans le CAO à la faveur d’un élargissement du coin mantellique, à partir de 30 Ma. On mesure évidemment l’amplitude du changement de paradigme proposé : les discontinuités géologiques que les interprétations traditionnelles lisaient en termes de « phases tectoniques compressives » apparaissent désormais comme des conséquences d’« embrasements » (flare-ups) magmatiques qui ont affecté l’arc et l’arrière-arc adjacent en y générant indirectement des reliefs et des bassins par l’intermédiaire de phénomènes tectoniques très variés mais en définitive subalternes.

147

Cf. Henry & Pollack, 1988.

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Les arcs continentaux : des terres disputées entre deux paradigmes The overall composition of the continental crust is close to that of calc-alkaline or orogenic andesites. […] Continental areas grow mainly by the addition of andesites and associated calc-alkaline rocks in orogenic areas. Stuart R. Taylor, The origin and growth of continents, Tectonophysics (4 : 17-34), 1967.

Les arcs continentaux sont des orogènes produits par la subduction d’une plaque océanique sous une marge continentale. On sait que deux phénomènes primaires interviennent principalement : une interaction mécanique à l’interface des deux plaques, qui impose des contraintes susceptibles d’avoir des effets tectoniques, et des processus de fusion148 localisés sous la marge continentale, qui produisent du magmatisme le long de cette marge. Bien que des processus tectoniques et magmatiques interviennent dans l’édification des arcs continentaux, leur importance relative, leurs interactions et leurs conséquences demeurent l’objet de débats — comme ce mémoire en témoigne. D’un point de vue strictement épistémologique, il n’est pas licite de négliger a priori le rôle du magmatisme par rapport à celui de la tectonique. En toute logique, magmatisme et tectonique doivent être considérés comme deux aspects connexes et complémentaires d’un même géosystème. Les arcs continentaux constituant une classe particulière d’orogènes, une brève revue comparative des types et processus orogéniques permet de mettre en lumière leurs principales caractéristiques, et notamment celles propres aux Andes Centrales. L’altitude qui caractérise montagnes et plateaux continentaux peut en effet résulter d’un épaississement de la croûte continentale, qui élève la surface par isostasie, et/ou d’une remontée du manteau, qui soulève dynamiquement la croûte mais sans l’épaissir. Parce que la plupart des orogènes présentent une croûte épaissie, il est crucial en géologie de comprendre les processus en jeu dans les épaississements crustaux. Les hautes altitudes caractéristiques des Andes Centrales sont tenues d’abord pour une conséquence de leur croûte épaissie, mais il a été proposé qu’un amincissement lithosphérique (par délamination) et une remontée asthénosphérique concomitante ont joué un rôle significatif dans le soulèvement andin (Isacks, 1988 ; Kay & Kay, 1993 ; Kay et al., 1994 ; McQuarrie et al., 2005 ; Garzione et al., 2006 ; Molnar & Garzione, 2007). Le type le plus classique d’épaississement crustal est illustré par les orogènes collisionnels, qui sont produits lors d’une collision continentale par la superposition (= « subduction continentale ») et/ou l’imbrication de deux croûtes. On sait cependant que croissance et épaississement crustaux se développent par additions magmatiques au-dessus de zones de subduction de types océan-océan et océan-continent, cas qui correspondent à des orogènes d’arc (arcs océaniques et continentaux, respectivement ; e.g., Tatsumi & Eggins, 1995 ; Dimalanta et al., 2002 ; Turner et al., 2003 ; Busby, 2004 ; Tatsumi, 2005 ; Tatsumi & Stern, 2006 ; Kodaira et al., 2007 ; Lee et al., 2006, 2007 ; p. 111). Dans le cas d’un orogène collisionnel, il faut souligner que, pour qu’il y ait eu collision, il a fallu qu’il existe au préalable une subduction océanique sous l’une des croûtes, et donc qu’une évolution de type arc ait eu lieu le long de la marge active du système qui a abouti à la collision. Une évolution de type « orogène d’arc » doit donc logiquement précéder dans le temps le développement d’un orogène de type collisionnel. En outre, l’exemple des Andes Centrales montre qu’une telle évolution a pu « pré-épaissir » la croûte de cette marge active, et donc en « pré-déformer » des régions entières, ce qui a certainement influé sur les modalités de la 148

Ces processus de fusion partielle sont principalement localisés dans le coin mantellique (mantle wedge), mais affectent souvent aussi la croûte continentale (dans des proportions variables), et dans certains cas le matériel de la plaque subduite.

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déformation collisionnelle elle-même. Il serait intéressant d’analyser comment et dans quelles mesures un épaississement crustal acquis dans un contexte d’orogène d’arc a influé sur le développement d’une collision postérieure, et si, par exemple, il a pu en modifier l’expression en induisant précocément des fluages ductiles dans la croûte inférieure.149

Du fait qu’il est admis que de nombreux orogènes majeurs (tels que l’Himalaya-Tibet, les Alpes, les Appalaches, les Calédonides, les Pyrénées, les Southern Alps de Nouvelle-Zélande, etc.) résultent d’une collision continentale frontale (orogènes de type himalayen) à tangentielle (orogènes de type néo-zélandais) et donc du raccourcissement tectonique ainsi produit, une vue répandue est que des processus de type collisionnel peuvent être généralisés aux orogènes d’arc. C’est pourquoi un orogène d’arc où l’on observe un raccourcissement est souvent décrit, explicitement ou implicitement, comme le résultat d’une « collision océancontinent » (e.g., pour les Andes Centrales, Russo & Silver, 1996 ; Yuan et al., 2000).150 Le fait que l’épaisseur crustale dans les Andes Centrales atteint des valeurs similaires à celles connues dans l’Himalaya-Tibet, malgré une histoire orogénique dépourvue de collisions, a depuis longtemps attiré l’attention des géologues du monde entier. Cette apparente similitude pèse depuis des décennies sur l’explication des processus à l’origine de l’épaississement crustal andin, en tendant à privilégier observations et interprétations communes aux Andes Centrales et à l’Himalaya,151 et donc à considérer les premières comme un cas particulier d’orogène « collisionnel ».152 Mais, paradoxalement, le volume orogénique produit par la tectonique de type collisionnel à l’oeuvre depuis ~75 Myr dans les Andes du Nord est bien moindre que celui des Andes Centrales, alors que celles-ci n’ont été apparemment affectées par aucun véritable processus collisionnel (p. 111-113). D’un point de vue génétique (ce mémoire), il semble en fait difficile de voir dans les Andes Centrales un analogue, même lointain, de l’orogène formé par l’Himalaya et le Tibet, qui résulte au contraire d’une collision continentale frontale : si analogie il y a, ce ne peut être qu’avec le stade d’orogène d’arc qu’a connu la marge himalayenne antérieurement à la collision, puisque celle-ci a nécessairement été l’aboutissement de la subduction préalable d’une croûte océanique téthysienne.

Cependant, le magmatisme est très abondant dans les orogènes d’arc — il y constitue même un phénomène absolument essentiel —, tandis qu’il est mineur pendant les collisions continentales. Un tel contraste plaide en faveur de la nécessité de distinguer formellement entre orogènes d’arc et orogènes collisionnels (p. 111).153 En outre, la géochimie a reconnu, voici plus de quarante ans, que la composition moyenne de la croûte continentale est similaire à celle d’andésites d’arc (Taylor, 1967 ; e.g., Figs. 19, 21B), et donc proposé que la croûte continentale a été principalement générée dans des arcs magmatiques produits par une subduction — un mécanisme qui est aujourd’hui largement admis (e.g., Taylor & McLellan, 1985, 1995 ; Rudnick, 1995 ; Brown & Rushmer, 2006 ; Davidson & Arculus, 2006) et qui constitue le « paradigme taylorien » (p. 48-50). La composition de la croûte continentale différant de celle des magmas mafiques extraits du manteau, il est cependant nécessaire que sa génération se soit effectuée en plusieurs étapes (e.g., Rudnick, 1995). Davidson & Arculus (2006) ont détaillé en ces termes les processus qui ont dû aboutir à la croissance de la croûte continentale à partir de basaltes mantelliques : 149

On pense ici évidemment à l’interprétation du système orogénique Himalaya-Tibet développée par L.H. Royden et ses collaborateurs (e.g., Royden et al., 1997, 2008). 150 Ce concept a ainsi été étendu à l’ensemble des orogènes péri-pacifiques par Cawood (2005) : « orogens in the Pacific […] are the result of ocean–continent collision during a continuing cycle of subduction. » 151 De nombreux exemples figurent chez Gerbault & Hérail (2005). 152 Un biais cognitif induit par le paradigme molnarien est de toute évidence à l’œuvre dans ce raisonnement. 153 La nécessité d’une distinction de cette sorte n’est pas nouvelle (e.g., Brown, 1977 ; Maruyama et al., 1997). Elle a été argumentée notamment sur la base du métamorphisme orogénique (Ernst, 2005).

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« [T]he granitic upper continental crust is fundamentally generated, at least through the late Proterozoic and Phanerozoic, not by simple fractional crystallization of basalt alone, but predominantly by intra-crustal processing of one-or-more parental lithologies. These lithologies might include a supra-Moho flux of bulk basaltic andesite composition coupled with recycled continental crustal components. » « Our primary conclusion is that the continental crust matures by processing through time, with the Moho acting as an open interface. Consequently: (1) Initial mass additions are through arc magmatism as basalts, which generates the distinctive trace element signatures that persist in all continental crust (e.g., high Ba/Nb, U/Nb, Pb/Ce). (2) Subsequent modification of primary arc additions occurs through intracrustal differentiation, especially melting or contamination by the deep mafic lower crust. (3) Part of the conflict between the primarily basaltic mantle-derived flux observed at Phanerozoic arcs and the overall bulk dioritic composition of the crust to which this flux is added (i.e., an “Andesite” model”) may be reconciled if we recognize that a sub-Moho assignment (on geophysical grounds) of ferromagnesian-dominated cumulates with relatively high compressional wave velocity (Ip> 8 k m ), accompanied by residue, dislocates the necessary mafic complement from a more felsic continental crust. »

Dès les années où s’est élaboré le paradigme général de la tectonique des plaques, il a été proposé que les orogènes d’arc se forment principalement par accrétion magmatique, c’est-àdire à partir du magmatisme de subduction, puisque celui-ci extrait du manteau de la matière dont une fraction au moins est intégrée à la croûte. Cette hypothèse a depuis été abondamment confirmée dans les contextes d’arcs insulaires (e.g., Busby, 2004 ; Tatsumi & Stern, 2006), et une croissance crustale par accrétion magmatique a aussi été documentée dans des arcs continentaux (e.g., Lee et al., 2006, 2007). Bien qu’une interprétation similaire ait tôt été proposée pour les Andes Centrales (e.g., James, 1971a,b; Thorpe et al., 1981), cette hypothèse a été dédaignée depuis le milieu des années 1980, essentiellement parce que la plupart des chercheurs, en adoptant implicitement le paradigme molnarien, se sont focalisés sur le raccourcissement andin (p. 50-51). Cependant, un certain nombre d’auteurs ont considéré ce processus comme un facteur significatif d’épaississement crustal dans la région de l’arc (e.g., Kono et al., 1989 ; Rogers & Hawkesworth, 1989 ; Schmitz, 1994 ; Toth et al., 1996 ; Sandeman et al., 1995 ; Lamb & Hoke, 1997 ; James & Sacks, 1999 ; Haschke et al., 2002a ; Haschke & Günther, 2003 ; p. 44-47). Tous les résultats géochimiques démontrent, sans la moindre ambiguïté, que les magmas andins sont essentiellement constitués de matière extraite du manteau et représentent donc des additions nettes de matière à la croûte (e.g., Thorpe et al., 1981 ; Pitcher et al., 1985 ; Soler & Rotach-Toulhoat, 1990 ; Mamani et al., 2010).154 La croissance de croûte continentale dans les orogènes d’arc a nécessairement des conséquences tectoniques (p. 114-120). Le cas des Andes Centrales l’illustre bien : les « Andes Occidentales », épaissies par accrétion magmatique dans l’arc et la région adjacente de l’arrière-arc, ont en effet interagi tectoniquement avec leur avant-pays, en coulissant contre lui dans certains segments, mais aussi en le chevauchant là où des mouvements décrochants antithétiques ont dû être accomodés (p. 102-107), et c’est cette interaction qui a produit les « Andes Orientales ». Afin de déterminer si les arcs continentaux orogéniques présentent en général une partition entre un « orogène magmatique » dans la zone d’influence de l’arc et un 154

En outre le magmatisme fournit dans les Andes de précieuses informations sur les processus à l’oeuvre en profondeur (e.g., Bock et al., 2000 ; Haschke et al., 2002b). Il a ainsi été utilisé pour en quelque sorte sonder la croûte et le manteau sous la chaîne (Kay et al., 1999 ; Kay & Mpodozis, 2002) puisqu’en pratique il échantillonne la croûte andine (e.g., Wörner et al., 1992 ; Aitcheson et al., 1995 ; Mamani et al., 2008).

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« orogène tectonique » à l’interface de celui-ci et du continent, il conviendrait de procéder à une anatomie comparative fine des arcs continentaux récents et anciens les mieux décrits. De manière assez étonnante, les arcs continentaux actifs présentent une grande variété de traits morphologiques, tectoniques, et magmatiques, notamment le long du pourtour de l’océan Pacifique. Les Andes Centrales, en particulier, contrastent profondément avec tous les autres orogènes néogènes de subduction océan-continent en ce que l’épaisseur crustale des premières atteint des valeurs comparables à celles connues dans l’Himalaya-Tibet. La dissemblance, évidente et prononcée, entre les orogènes d’arc à l’est et à l’ouest de l’océan Pacifique a pu être expliquée par divers facteurs, tels que la dynamique et le flux du manteau à grande échelle (e.g., Doglioni et al., 1999, 2007) ou la largeur de la plaque subduite (Schellart et al., 2007). Cette curieuse variété des orogènes d’arc autour du globe155 rend encore plus nécessaire de mieux comprendre quels sont les processus et les paramètres qui déterminent la croissance et la déformation de la croûte dans les arcs continentaux, et en particulier dans les Andes Centrales. Le fait que les Andes Centrales constituent un segment de la bordure de la cellule de convection panthalasséenne (Collins, 2003) suggère que leur histoire a pu être rythmée par celle de cet immense domaine, qui couvre pratiquement la moitié du globe. Il n’est donc pas surprenant d’observer des synchonismes entre les Andes et différentes régions du pourtour pacifique (e.g., Cawood, 2005 ; Chew et al., 2007a ; Murphy & Nance, 2008 ; p. 110). En dernière analyse, on conçoit ainsi que des variations dans les modalités de la convection mantellique globale — autrement dit « la vie du manteau » — puissent avoir été directement à l’origine de nombreux phénomènes, notamment orogéniques, qui ont affecté les Andes. Si l’on s’en tient à l’histoire des Andes Centrales depuis le début de l’épaississement crustal, on observe que des variations souvent rapides, voire de véritables bouleversements, se sont produits à ~90 Ma (Callot et al., 2008a ; p. 90-91), ~75 Ma (Sempere et al., 1997), ~60 Ma (en fait 61.5-58.5 Ma ; Sempere et al., 1997), 45 Ma (p. 68, 93-94), 30 Ma (Mamani et al., 2010 ; p. 63-101), ~15-10 Ma (Roperch et al., 2006 ; p. 62). On constate que ces dates définissent des intervalles longs chacun d’environ ~15 Myr et suggèrent ainsi une périodicité qui, en dernière analyse, trouverait peut-être son origine dans la dynamique interne de la cellule panthalasséenne. On remarque aussi que ces variations se sont systématiquement accompagnées de phénomènes magmatiques spécifiques, confirmant par là l’importance du magmatisme d’arc et d’arrière-arc dans la construction des Andes Centrales occidentales.

L’intérêt présenté par les arcs continentaux réside donc dans deux aspects complémentaires. D’une part, ils permettent d’étudier comment et dans quelle mesure l’extraction et le transfert de matière depuis principalement le coin mantellique, démontrés par les études géochimiques (e.g., Faure, 2001), participent à l’épaississement de la croûte continentale au-dessus des zones de subduction (e.g., Reymer & Schubert, 1984 ; Tatsumi & Stern, 2006 ; Davidson & Arculus, 2006), et quelle est l’influence de ce transfert de matière sur l’évolution des arcs correspondants. D’autre part, parce que les orogènes collisionnels de type himalayen résultent de la subduction complète d’une plaque océanique, un arc continental s’est généralement développé, avant la collision, le long de l’une des deux marges continentales, ce qui implique une évolution et une structure crustales distinctes pour chacun des deux continents. Ainsi un orogène collisionnel doit généralement avoir été précédé par un orogène d’arc le long de la marge chevauchante, et une telle asymétrie ne peut qu’influer sur le développement de l’orogenèse collisionnelle proprement dite. 155

Ces orogènes d’arc se répartissent autour de la « cellule panthalasséenne » de la convection mantellique globale (Collins, 2003), dans d’autres régions plus ou moins en relation géodynamique avec l’océan Pacifique (Izu-Bonin-Mariannes, Petites Antilles, îles Sandwich du Sud), et le long de ce qui reste des subductions océaniques téthysiennes.

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Deux processus à l’oeuvre dans l’« usine Subduction » Pluralitas non est ponenda sine necessitate.156 Frustra fit per plura, quod potest fieri per pauciora.157 William of Ockham (~1285-1347).

Les zones de subduction forment un géosystème — l’« usine Subduction » — qui, en plus de produire des séismes, des volcans et des fluides plus ou moins volatils, génère principalement de la croûte continentale (e.g., Tatsumi, 2005 ; p. 48-50). En effet, les processus et les flux magmatiques y extraient, du slab subduit et surtout du manteau susjacent, de la matière qu’ils transfèrent en grande partie au-dessus du Moho surincombant. Il en résulte une accrétion de matière à la croûte de la marge active, que divers processus de « distillation » font évoluer vers des compositions caractéristiques des lithologies variées qui composent la croûte continentale. Lorsque la marge n’est pas soumise à un étirement tectonique trop important, cette accrétion magmatique produit nécessairement un épaississement de sa croûte, et donc une orogenèse. Les flux magmatiques affectent les régions situées sous l’arc, qu’ils édifient en le couronnant de volcans, mais aussi sous l’arrière-arc proximal — qui peut s’étendre jusqu’à ~300 km de l’arc. Pour mieux comprendre les orogenèses d’arc, il est nécessaire d’identifier les processus qui gouvernent ces flux magmatiques dans le coin mantellique, et de quantifier la croissance crustale ainsi produite. Mais il convient sans doute de d’abord s’intéresser à la question générale de la genèse de la croûte continentale. Comment produire de la croûte continentale ? La similitude évidente entre la composition de la croûte continentale et celle des roches magmatiques d’arc (Figs. 19, 21B) a conduit à proposer que la croûte continentale a été et est principalement générée dans les géosystèmes de subduction (e.g., Taylor, 1967 ; p. 48-50). Par la suite élaboré et raffiné afin d’en corriger les imperfections (e.g., Taylor & McLennan, 1985, 1995 ; Kelemen, 1995 ; Rudnick, 1995 ; Kelemen et al., 2004 ; Davidson & Arculus, 2006 ; McLennan et al., 2006), cet « andesite model » constitue de fait un aspect essentiel de ce qui est désigné dans ce mémoire comme « le paradigme taylorien ». Cependant, à mesure que les connaissances progressaient, notamment sur la géologie et la géochronologie des cratons anciens — car l’essentiel de la croûte continentale terrestre a été généré à l’Archéen et au Protérozoïque —, certains auteurs (e.g., Albarède, 1998 ; Patchett & Chase, 2002 ; Stein & Ben-Avraham, 2007) ont attiré l’attention sur deux points particulièrement difficiles à intégrer dans ce modèle : • La croissance de la croûte continentale terrestre s’est effectuée de façon clairement épisodique, alors que la subduction est un phénomène essentiellement continu. Cet aspect de la question est évidemment un handicap majeur de l’« andesite model » tel qu’il était initialement envisagé. • Certaines régions témoignent de taux d’accrétion élevés pendant des périodes de temps spécifiques (Reymer & Schubert, 1984, 1986). Ces taux sont beaucoup plus importants que 156

« Une pluralité ne doit pas être supposée sans nécessité » : Quaestiones et decisiones in quatuor libros Sententiarum Petri Lombardi (I, dist. 27, qu. 2, K), 1317-1319? (publ. 1495) ; etc. (cf. Thorburn, 1918). 157 « Il est vain d’expliquer par plus d’éléments ce qui peut l’être par moins » : Summa totius logicae (I, 12, f. 6, A), 1323 ; etc. (cf. Thorburn, 1918 : aussi chez Duns Scot [~1266-1308], p. 30 (3) du tome II de ses Oeuvres complètes [= In Physica (Aristotelis), I, qu. 8]).

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dans d’autres parties du monde, d’une part, et que dans beaucoup d’arcs de subduction, d’autre part.158 Pour résoudre ces problèmes, divers auteurs ont remarqué qu’un volume important de magmas mafiques s’observe dans nombre de cas de croissance crustale, et notamment parmi ceux caractérisés par un taux d’accrétion élevé. Ce trait distinctif a conduit à formuler des modèles où intervient un magmatisme basaltique généré par un panache mantellique : il a ainsi été proposé que les magmas mafiques produits dans un tel contexte ont pu sous-plaquer une croûte préexistante et ainsi l’épaissir (e.g., McKenzie, 1984 ; Furlong & Fountain, 1986), ou bien former un plateau océanique ensuite accrété tectoniquement à une marge active (e.g., Stein & Ben-Avraham, 2007) ; ces matériaux mafiques ont ensuite connu une évolution magmatique, en particulier dans des contextes de marge active, et ont été soumis à des « érosions » différentielles sub- et supra-crustales, c’est-à-dire à un ensemble de processus qui en ont fait tendre la composition vers celle d’une croûte continentale (e.g., Albarède, 1998). L’intervention de phénomènes magmatiques de type panache permet en effet de répondre aux deux objections mentionnées ci-dessus : elle explique d’une part le caractère discontinu de la production de croûte continentale à l’échelle de l’histoire de la planète, et d’autre part l’existence de taux d’accrétion « anormalement » élevés à certaines époques et dans certaines régions (cf. Fig. 22). Cette hypothèse permet aussi d’expliquer pourquoi les rapports Sr/Nd et La/Nb sont plus faibles dans la croûte continentale que dans les magmas d’arc (Rudnick, 1995 ; e.g., Figs. 19, 21B). La synthèse la plus récente sur le sujet (Stein & Ben-Avraham, 2007) souligne donc l’importance qu’il convient d’accorder à l’activité épisodique de panaches mantelliques pour comprendre la genèse de croûte continentale, tout en reconnaissant que celle-ci a lieu en grande partie le long des marges actives via le magmatisme d’arc classique. Ces auteurs concluent que la « maturation des continents » fait donc intervenir des processus très divers : magmatisme d’arc (avec éventuellement accrétion postérieure de ces arcs à des marges continentales actives), magmatisme de panache (conduisant notamment à la formation de plateaux océaniques ensuite accrétés tectoniquement à des marges actives et repris par un magmatisme d’arc), fusions lithosphériques diverses, sous-placages de la croûte préexistante par des magmas asthénosphériques ascendants, et délaminations du manteau lithosphérique, de résidus de fusion, et éventuellement de la croûte inférieure. L’orogenèse des Andes Centrales, envisagée à la lumière de l’analyse développée dans ce mémoire, s’inscrit évidemment dans cette problématique de la genèse de la croûte continentale. Cette analyse a notamment mis en évidence l’importance des rôles respectifs du magmatisme d’arc et de magmas mafiques dans l’évolution orogénique du segment le plus massif de la Cordillère des Andes (le CAO). La question de la genèse de la croûte continentale peut ainsi se trouver éclairée par le cas particulier de cette orogenèse très récente. Arc et panaches dans l’orocline des Andes Centrales Les Andes Centrales sont donc un orogène d’arc qui a acquis des caractéristiques extrêmes au cours des derniers 90 Myr de son évolution. Leur étude fournit ainsi un cas de première importance pour mieux comprendre certains des processus qui ont gouverné et accompagné la croissance de la croûte continentale terrestre, puisque celle-ci a principalement eu lieu dans des orogènes d’arc (e.g., Davidson & Arculus, 2006). 158

Cet aspect du problème constitue le « dilemme de Reymer et Schubert » (Stein & Ben-Avraham, 2007). Pour le résoudre, Reymer & Schubert (1986) ont proposé que des panaches mantelliques ont pu jouer un rôle important dans la production de croûte continentale après l’Archéen.

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L’idée que l’activité de l’arc a assuré une croissance de la croûte des Andes Centrales est confortée par le fait que les données isotopiques relatives à la plupart des magmas andins indiquent sans ambiguïté qu’ils se composent en grande partie de matière extraite du manteau (e.g., McNutt et al., 1975 ; Harmon et al., 1981 ; Boily et al., 1989, 1990 ; Soler & RotachToulhoat, 1990 ; Parada et al., 1999 ; Faure, 2001 ; Mamani et al., 2010). En outre, le magmatisme de type I, typique des batholithes d’arc andins (Pitcher et al., 1985), est désormais compris comme le produit d’un recyclage de matériel crustal par des magmas dérivés du manteau, et il est même envisagé comme le moteur de la croissance et de la différentiation, couplées, de la croûte continentale (Kemp et al., 2007). L’analyse développée dans ce mémoire conduit à proposer un scénario relativement précis pour l’orogenèse des Andes Centrales. Dans le sud du Pérou l’arc de subduction connaît un épisode plutonique significatif dès le Jurassique moyen à supérieur (p. 65, 89, 117), alors même que la marge est en extension. Le développement important du Batholithe Côtier au Crétacé moyen traduit le fait qu’à cette époque la construction de l’arc se poursuit le long de la marge péruvienne dans son ensemble. Cette croissance de la croûte de l’arc s’accélère notablement à partir de ~90 Ma du fait d’un premier élargissement sensible du coin mantellique, qui intensifie les flux magmatiques en provenance du manteau (Fig. 42, 43 ; p. 90-91). Une modification des modalités de la convergence se produit à partir de ~45 Ma : des déformations ont lieu dans le Pérou central et du Nord (e.g., Mégard, 1978 ; Noble et al., 1990), et peut-être du Sud (p. 68-69, 111). Dans la partie occidentale de cette dernière région, l’arc migre de ~150 km vers le nord, vraisemblablement sous l’effet de la subduction d’une singularité « flottable » de la plaque subduite (p. 92 sq.). La fin de l’engloutissement de cette hétérogénéité par le système de subduction entraîne un nouvel élargissement du coin mantellique qui déclenche un intense flux ascendant de matière asthénosphérique — un « panache de subduction » — et provoque ainsi un « embrasement » magmatique de la région qui deviendra l’orocline des Andes Centrales (le CAO ; p. 94 sq.). Alors que les flux magmatiques avaient jusque là essentiellement contribué au fonctionnement de l’arc, on assiste désormais au transfert de quantités importantes de magmas mafiques au niveau de l’arc et surtout de l’arrière-arc (jusqu’à 300 km à l’est de l’arc) du fait d’instabilités thermiques prononcées qui affectent maintenant le coin mantellique. Ce phénomène coïncide avec le début de l’épaississement majeur de la croûte du CAO — celui-ci est d’ailleurs enregistré par la géochimie des laves mafiques alors produites — et paraît donc à l’origine de l’orogenèse principale (p. 96-99). Il se poursuit au cours du Néogène et conduit ainsi à un surépaississement de la croûte dans le CAO, qui induit à partir du Miocène supérieur un écoulement ductile de la croûte inférieure vers le nord et vers le sud. L’épaisseur crustale croissante a rendu de plus en plus difficile l’éruption des magmas en surface, d’une part, et entraîné une contamination croissante de leurs compositions par la croûte qu’ils intrudaient (e.g., Boily et al., 1990 ; Davidson & Arculus, 2006 ; Mamani et al., 2010). Ce phénomène explique notamment pourquoi le volume des laves mafiques qui ont atteint la surface a apparemment diminué au cours du temps.159 Il explique aussi pourquoi les signatures isotopiques des laves postérieures à 30 Ma sont moins typiquement mantelliques que celles des produits magmatiques antérieurs. Un calcul simple révèle cependant que les laves quaternaires émises à l’arc sont constituées à plus de 80 % par de la matière initialement extraite du manteau (Mamani et al., 2010), et ce malgré une épaisseur crustale 65 km. 159

La proportion des volumes volcaniques par rapport aux volumes magmatiques totaux, qui n’est déjà pas contrainte de façon fiable, devrait donc être anormalement faible dans le cas d’une croûte épaisse. Ceci rend très douteuses les estimations invoquées par Francis & Hawkesworth (1994) pour écarter l’accrétion magmatique comme une cause significative d’épaississement crustal dans le CAO (voir aussi p. 53-54, et notamment Sandeman et al., 1995).

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Il apparaît donc que, dans le CAO, l’orogenèse a été essentiellement gouvernée par des intensifications des flux magmatiques en provenance du manteau, elles-mêmes déclenchées et entretenues par des élargissements du coin mantellique. Le « débit » magmatique de l’arc s’est ainsi significativement accru à 90 Ma, ce qui a conduit à la croissance rapide d’une cordillère volcanique pratiquement continue le long de la marge péruvienne (p. 90-91). À partir de 30 Ma, l’élargissement du coin mantellique a cette fois déclenché en outre d’importants flux ascendants de matière asthénosphérique, qu’on peut décrire comme des panaches de subduction : ce phénomène a extrait du manteau de grandes quantités de magmas mafiques qui sont venus sous-plaquer et intruder la croûte de la marge, et ainsi contribuer à son épaississement et donc à l’orogenèse. L’histoire géologique du CAO aboutit ainsi à identifier deux mécanismes magmatiques distincts comme responsables des différentes étapes de l’orogenèse : • (1) Comme en témoigne l’histoire de la marge sud-péruvienne entre ~300 et ~160 Ma, le fonctionnement « normal » de l’arc de subduction transfère effectivement de la matière du manteau vers la croûte, mais peut n’entraîner qu’une croissance modérée de l’arc : cependant, dans ce cas andin, cette croissance limitée de la croûte reflète sans doute le fait que la marge était soumise pendant cette période à un étirement suffisamment substantiel pour contrebalancer l’accrétion de matière à l’arc. (1 bis) À certaines époques, le flux magmatique à l’arc peut sensiblement s’accroître, apparemment à la faveur d’un élargissement du coin mantellique : en témoignent diverses croissances plutoniques de l’arc au Jurassique et au Crétacé moyen, et surtout l’émergence d’un relief continu le long de la marge péruvienne au Crétacé supérieur (90 Ma). • (2) Plus rarement, un élargissement du coin mantellique peut y provoquer des instabilités thermiques suffisamment significatives pour entraîner des flux ascendants de matière asthénosphérique, plus ou moins intenses, lesquels génèrent un magmatisme mafique de type panache aux caractéristiques différentes du magmatisme d’arc classique. L’histoire géologique du CAO témoigne que ce magmatisme mafique de type panache peut être à l’origine d’un épaississement crustal considérable et d’une orogenèse majeure. L’identification d’un magmatisme mafique de type panache en étroite association avec une croissance significative de la croûte continentale confirme le rôle important tenu par ce type de magmatisme dans la genèse de la croûte continentale (e.g., Albarède, 1998 ; Stein & BenAvraham, 2007 ; p. 127-128 ci-dessus). La distinction ainsi effectuée entre ces phénomènes permet de mieux comprendre les variations que le taux de croissance crustale peut présenter au cours du temps. Pour le seul magmatisme d’arc, l’évolution enregistrée par la marge péruvienne depuis ~300 Ma montre que le « débit magmatique » sous l’arc peut varier substantiellement dans le temps et aussi dans l’espace. L’état actuel de l’orogène permet d’estimer quels ont été les taux de la croissance crustale depuis 30 Ma, c’est-à-dire depuis le début de l’orogenèse majeure. La question des taux de croissance crustale Dans un orogène d’arc, la croissance crustale est généralement estimée en km3 par Myr par km linéaire d’arc — c’est-à-dire en km3/Myr.(km d’arc) —, ce qui en dimensions revient à une surface divisée par un temps. On estime actuellement que les taux « normaux » de croissance crustale dans les arcs insulaires sont compris entre 40 et 95 km3/Myr.(km d’arc) (Tatsumi & Stern, 2006). Il convient cependant de remarquer d’une part que ces valeurs sont doubles de celles qui avaient été initialement estimées par Reymer & Schubert (1984), et d’autre part que des valeurs encore plus importantes, de l’ordre de ~200 km3/Myr.(km d’arc), figurent dans la littérature (p. 54-55). On note par exemple qu’une réévaluation récente du

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taux d’accrétion magmatique dans l’arc des Aléoutiennes a abouti à une valeur de 182 km3/Myr.(km d’arc) qui est 3 à 7 fois supérieure aux estimations antérieures (Jicha et al., 2006). Il semble donc que la prudence soit de règle dans ce domaine où les chiffres sont encore relativement mal contraints. Reymer & Schubert (1984, et surtout 1986) ont cependant obtenu pour certains orogènes d’arc des taux apparents de croissance crustale encore supérieurs, comme celui de ~310 km3/Myr.(km d’arc) calculé pour le bouclier arabo-nubien (cf. Fig. 22). Dans des contextes de type panache, ils ont obtenu en revanche des taux toujours strictement, voire nettement, supérieurs à 400 km3/Myr.(km linéaire) (p. 55-56; Fig. 22). Ce contraste a alimenté l’idée que des phénomènes de type panache ont pu participer à la génération de la croûte continentale dans les cas de taux d’accrétion élevés (e.g., Stein & Ben-Avraham, 2007).

Figure 55. Estimation des taux de croissance en supposant dans les « Andes magmatiques » du CAO un épaississement moyen de 30 km depuis 30 Ma — ce qui représente probablement une valeur extrême. Dans l’hypothèse « in situ » (= minimale), le taux de croissance crustale dans le CAO est compris entre 200 et 300 km3/Myr.(km d’arc). Dans l’hypothèse « maximale » — où l’épaississement crustal du Pérou central a été entièrement acquis par apport d’une croûte ductile générée dans le CAO —, le calcul aboutit à un taux moyen de 327 km3/Myr.(km d’arc), avec des valeurs extrêmes de 264 et 422 km3/Myr.(km d’arc). Bien que 30 km soit une valeur extrême pour l’épaississement dans le CAO, et entraîne donc une surestimation, ces taux sont de l’ordre des taux de croissance élevés relevés par Reymer & Schubert (1984, 1986) et Stein & Ben-Avraham (2007) (Fig. 22).

Dans le cas des Andes Centrales, et notamment du CAO, il existe deux façons extrêmes d’estimer le taux de croissance crustale au cours de la période orogénique majeure, c’est-àdire depuis 30 Ma. Dans les deux cas on part d’une épaisseur crustale moyenne qui est déjà de 40 km à cette date, puisqu’on sait qu’une croissance crustale significative a affecté la marge du Pérou à partir de 90 Ma. Dans le premier cas de figure, plus simple mais évidemment erroné, on suppose que la croissance crustale s’est entièrement effectuée in situ, c’est-à-dire qu’il n’y a pas eu de redistribution de masse par écoulement ductile de la croûte inférieure — hypothèse qui, bien que fausse (p. 80-85), présente l’intérêt de fournir une estimation « minimale ». Dans le second cas de figure, plus proche de la réalité mais évidemment excessif, on suppose que la croûte des Andes Centrales du Nord et du Sud a été entièrement épaissie — au-dessus du seuil de 40 km — par écoulement ductile de la croûte inférieure à partir du CAO : bien que fausse elle aussi (car il y a eu nécessairement accrétion magmatique le long de l’arc de ces segments), cette hypothèse présente l’intérêt de fournir une estimation cette fois « maximale », et a pour conséquence d’augmenter substantiellement la croissance

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crustale intervenue in situ dans le CAO. 160 Un premier calcul (Fig. 55) suppose que la croûte des Andes Occidentales (hors avant-arc) est épaisse de 70 km dans son ensemble, et donc que l’épaississement y a été en moyenne de 30 km ; il s’agit évidemment du cas extrême, car cette épaisseur est estimée sous l’arc lui-même, et par certains travaux seulement. Un second calcul (Fig. 56) suppose que l’épaississement moyen a été de 25 km, ce qui paraît plus raisonnable. Chacun de ces calculs prend en compte différentes valeurs pour la largeur de la région du CAO épaissie magmatiquement (200 km, qui est la valeur la plus proche de la réalité, mais aussi 250 km, et 300 km comme grand maximum), et pour le volume des Andes Centrales du Nord (dont la largeur, l’épaississement, et la longueur relatifs à l’écoulement ductile varient dans une certaine fourchette).

Figure 56. Estimation des taux de croissance en supposant dans les « Andes magmatiques » du CAO (hors avant-arc) un épaississement moyen de 25 km depuis 30 Ma — ce qui représente une valeur sans doute « raisonnable ». Dans l’hypothèse « in situ » (= minimale), le taux de croissance crustale dans le CAO est compris entre 167 et 250 km3/Myr.(km d’arc). Dans l’hypothèse « maximale », le calcul aboutit à un taux moyen de 285 km3/Myr.(km d’arc), avec des valeurs extrêmes de 211 et 372 km3/Myr.(km d’arc). Ces taux se situent dans la fourchette inférieure des taux de croissance élevés relevés par Reymer & Schubert (1984, 1986) et Stein & Ben-Avraham (2007) (Fig. 22).

Dans l’hypothèse « minimale », le taux moyen de croissance crustale dans le CAO est estimé entre 167 et 250 km3/Myr.(km d’arc) pour un épaississement de 25 km, et entre 200 et 300 km3/Myr.(km d’arc) pour un épaississement de 30 km. Dans l’hypothèse « maximale » — où l’épaississement crustal des Andes Centrales du Nord a été entièrement acquis par écoulement longitudinal de croûte ductile depuis le CAO —, le calcul aboutit, selon que la croûte a été épaissie de 25 ou 30 km, à des taux moyens de 285 et 327 km3/Myr.(km d’arc), respectivement. Bien que 30 km soit une valeur extrême pour l’épaississement dans le CAO, et entraîne donc une surestimation, ces taux sont de l’ordre des taux de croissance élevés relevés par Reymer & Schubert (1984, 1986) et Stein & Ben-Avraham (2007) (Fig. 22). Si l’on considère qu’une largeur de 200 km s’applique correctement à la réalité de la région du CAO ayant subi un épaississement magmatique, et que celui-ci a été de 25 km pendant l’orogenèse majeure, les taux « minimal » et « maximal » moyens sont respectivement de 160

Dans ce cas de figure on admet donc que la totalité de la matière crustale responsable de l’épaississement magmatique dans la moitié ouest des Andes Centrales depuis 30 Ma a été générée dans le CAO puis s’est en partie écoulée ductilement vers le nord et le sud (cf. Husson & Sempere, 2003 ; Yang et al., 2003 ; Picard et al., 2008).

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167 et 244 km3/Myr.(km d’arc) ; pour un épaississement de 30 km, ces taux passent respectivement à 200 et 277 km3/Myr.(km d’arc). Toutes ces dernières valeurs restent relativement élevées, mais elles sont tout à fait dans les limites du raisonnable au regard des données de la littérature (cf. Fig. 22 ; p. 54-56, 130-131). Le taux réel de croissance crustale dans le CAO est en fait compris entre les taux « minimal » et « maximal », puisqu’il y a eu écoulement ductile depuis le CAO, mais évidemment aussi une croissance in situ de la croûte de l’arc. Si l’on considère 200 km pour la largeur des Andes Occidentales épaissies magmatiquement depuis 30 Ma, et 25 km pour l’épaisseur moyenne actuelle ainsi acquise, il semble licite de proposer un taux de l’ordre de ~250 km3/Myr.(km d’arc) pour le CAO. Il s’agit indéniablement d’un taux élevé, mais il se situe dans une fourchette pour laquelle les exemples sont en fait relativement nombreux (Reymer & Schubert, 1984, 1986 ; Stein & Ben-Avraham, 2007 ; Fig. 22). Ce taux n’est supérieur que d’un facteur ~1.25 au taux de croissance de l’arc des Izu-Bonin tel que calculé par Arculus (1996), et d’un facteur ~1.37 à celui de l’arc des Aléoutiennes tel que recalculé par Jicha et al. (2006). Il est intéressant de constater que ces estimations du taux de croissance crustale dans le CAO, où un magmatisme mafique induit par des panaches de subduction semble avoir largement participé à l’épaississement crustal, sont du même ordre de grandeur que les taux estimés dans des contextes de croissance crustale où un important magmatisme mafique a aussi été à l’œuvre.161 Bien qu’il ne puisse constituer un argument pour soutenir l’analyse et l’interprétation présentées dans ce mémoire, ce très bon accord est cependant à souligner. Les panaches de subduction comme accélérateurs de croissance crustale L’épaississement magmatique caractéristique des Andes Occidentales s’explique donc par la conjonction de deux types de magmatismes : le magmatisme d’arc « normal », et le magmatisme mafique produit par des « panaches de subduction ». Le premier est entretenu par la déshydratation du slab subduit, qui lui confère sa classique « signature d’arc ». Bien que fondamentalement plus ou moins continu, ce type de magmatisme peut néanmoins connaître des « embrasements » (flare-ups) lorsqu’une augmentation de l’angle de plongement du slab élargit le coin mantellique, qu’elle soit ou non associé à un phénomène de rollback (e.g., Kemp et al., 2009). Le second type de magmatisme est produit par des instabilités thermiques qui affectent le coin mantellique, notamment à la faveur d’un élargissement de son volume (e.g., de Ignacio et al., 2001) : ces perturbations convectives causent des upwellings de matière asthénosphérique très chaude, qui, décomprimée, génère un abondant magmatisme mafique responsable de taux d’accrétion crustale élevés. Les « panaches de subduction » formés par ces flux ascendants représentent des singularités magmatiques dans l’espace et dans le temps, ce qui explique l’épisodicité et les localisations particulières des croissances crustales dues à ce type de magmatisme. Il transparaît de ceci que l’orogenèse majeure qui s’est développée dans l’orocline des Andes Centrales à partir de 30 Ma représente une singularité dans le temps et dans l’espace parce que des panaches de subduction y ont été générés à cette date et y ont été actifs depuis cette époque. L’imposant volume orogénique des Andes Centrales contraste avec celui, bien plus faible, des Andes du Sud, alors que ces segments ont évolué dans un contexte similaire de 161

Selon Stein & Ben-Avraham (2007), ces cas exceptionnels sont pour la plupart associés à la production de grandes quantités de magmas mafiques à une étape ou une autre de leur évolution orogénique.

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subduction. Bien que la Patagonie présente une abondance de roches basaltiques (Figs. 57, 58 ; e.g., Kay et al., 2004, 2007 ; D’Orazio et al., 2004 ; Guivel et al., 2006) qui suggère fortement que des panaches de subduction y ont été également à l’oeuvre localement depuis ~32 Ma, il semble que leur localisation, leur âge, et/ou leur intensité n’aient pas (encore ?) permis un développement orogénique similaire à celui du CAO. La grande meseta basaltique de Somuncurá s’étend sur 14000 km2 entre 41°S et 43°S. La majeure partie de sa surface se situe à des altitudes supérieures à 1100 m, et ses sommets culminent à plus de 1900 m, ce qui implique une épaisseur crustale supérieure à la normale. Cette meseta a été construite entre ~32 et ~17 Ma par un très abondant magmatisme mafique, qui a connu un maximum de production entre ~29 et 25 Ma (Kay et al., 2007). On peut raisonnablement penser que ce magmatisme a été généré, à la faveur d’un élargissement du coin mantellique, par un panache de subduction — comme proposé par de Ignacio et al. (2001 ; Fig. 57) —, dont l’apex se situait ~250-300 km à l’est de l’arc contemporain (selon les données figurées par Kay et al., 2007). Bien que les volumes magmatiques impliqués aient certainement contribué à modifier la rhéologie de la croûte locale, sa position était sans doute trop orientale pour y rendre possible une déformation sous l’effet des contraintes imposées par la convergence.

Figure 57. Schémas explicatifs de la formation de la meseta basaltique de Somuncurá (Patagonie argentine), selon de Ignacio et al. (2001 ; partie gauche) et Kay et al. (2007 ; illustration principale). Les deux interprétations font appel à la génération de ce qui peut s’interpréter comme un panache de subduction, dont l’apex se situait à ~250 km de l’arc oligocène.

Toujours en Patagonie, entre ~44° et ~52°S, des laves mafiques, dont beaucoup sont de type OIB, ont été émises en abondance à partir de 12.4 Ma dans des positions beaucoup plus proches de la fosse (Fig. 58 ; e.g., D’Orazio et al., 2004 ; Kay et al., 2004 ; Guivel et al., 2006). Ces laves ont reçu diverses interprétations, qui se sont efforcées de prendre en compte la subduction de plusieurs segments de la dorsale du Chili sous cette région, et/ou ont invoqué des déchirures du slab subduit qui auraient permis des upwellings de matériel asthénosphérique à travers elles (e.g., Guivel, et al., 2006). Du fait de leurs compositions, il paraît néanmoins possible d’attribuer l’origine de certaines de ces laves à l’activité de panaches de subduction à différentes époques et en différents points de la Patagonie. Dans certains cas au moins, il semble acquis que ce magmatisme a été déclenché par une augmentation de l’angle de plongement du slab, c’est-à-dire par un élargissement du coin mantellique (e.g., Ramos & Folguera, 2005). Il serait sans doute intéressant d’estimer la contribution de ce magmatisme mafique à l’épaississement de la croûte locale (qui semble évidente étant donné la corrélation de ses occurrences avec la topographie ; Fig. 58), ainsi que son éventuelle influence sur les déformations tectoniques de même âge.

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Figure 58. Répartition et âges des magmatismes mafiques cénozoïques de Patagonie. La partie gauche est empruntée à de Ignacio et al. (2001), la partie droite à Kay et al. (2007). La topographie de la Patagonie (encart en couleurs) montre que la croûte a été épaissie dans les régions de l’arrière-arc où un magmatisme mafique a été actif.

Dans le sud de la Puna argentine, c’est-à-dire à l’extrémité sud du haut-plateau axial du CAO (24°-27°S), un magmatisme mafique relativement abondant et de signature intra-plaque a été actif depuis ~3 Ma (Kay et al., 1994). Parce qu’il a apparemment été contemporain d’un changement dans l’orientation régionale des contraintes, et « donc » peut-être d’un accroissement substantiel de l’altitude dans cette région, ce magmatisme a été interprété comme le résultat d’une délamination catastrophique d’un panneau lithosphérique (Kay & Kay, 1993 ; Kay et al., 1994). Dans le scénario proposé par ces auteurs, ce panneau nécessairement massif se serait détaché du manteau lithosphérique surépaissi et aurait sombré dans l’asthénosphère du fait de sa densité plus élevée, en causant un « rebond » soudain de la lithosphère restante vers le haut — d’où un gain en altitude ; la perte de cette « quille lithosphérique » aurait en outre induit un afflux de matériel asthénosphérique, qui aurait généré le magmatisme mafique observé. Il semble cependant tout aussi possible de proposer que ce magmatisme a été produit par un panache de subduction, lequel aurait aussi induit le soulèvement et modifié le champ régional des contraintes, voire même effectivement causé une délamination lithosphérique. Il paraît en effet évident qu’un phénomène de délamination peut tout aussi bien résulter d’un afflux « actif » de matériel asthénosphérique — autrement dit, de l’activité d’un panache de subduction — que générer « passivement » un afflux de ce matériel. L’« empiètement » (impingement) d’un panache, formé de matière asthénosphérique ascendante, sur une lithosphère surincombante peut en effet causer dans un premier temps une « érosion » de ce manteau lithosphérique, voire de la croûte inférieure sus-jacente. Il convient de rappeler ici que les phénomènes de délamination sont essentiels dans la croissance de la croûte continentale, car ils permettent le retour vers le manteau des résidus les

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plus denses de la « distillation » magmatique de la matière accrétée à cette croûte (e.g., Rudnick, 1995 ; Davidson & Arculus, 2006). Dans le cas de l’orocline des Andes Centrales, deux types de délamination seraient donc à l’oeuvre : sous l’arc et l’arrière-arc adjacent se produit depuis longtemps une délamination plus ou moins continue des résidus de la différentiation des magmas issus du manteau, tandis que des phénomènes de délamination plus catastrophiques auraient lieu épisodiquement dans les régions où la lithosphère mantellique est déstabilisée, comme par exemple là où elle a été soumise à un raccourcissement tectonique.

Bien qu’une compilation complète de leurs occurrences reste à réaliser, il paraît clair que des magmatismes mafiques relativement abondants et très généralement de signature intraplaque ont épisodiquement affecté, des Andes du Sud aux Andes du Nord, une bande large d’au plus 300 km à l’est du front volcanique, pendant, mais aussi avant,162 l’orogenèse majeure. Il convient d’attribuer ces magmatismes mafiques de type intra-plaque à l’activité de panaches de subduction, puisqu’il s’agit de flux asthénosphériques ascendants épisodiquement déclenchés et entretenus par le système de subduction (p. 57-58, 97-98, 109111). En outre, beaucoup de données disponibles témoignent implicitement qu’entre l’arc principal et les apex de ces panaches s’observent des compositions clairement intermédiaires entre signatures de type arc et intra-plaque (e.g., Legros, 1998 ; Guivel et al., 2006 ; Hoke & Lamb, 2007 ; Fig. 48), suggérant ainsi que ces deux types de phénomènes, bien que très différents, représentent deux aspects connexes du magmatisme de subduction en général.163 Des structures assimilables à des panaches de subduction en activité ont été imagées dans le CAO (Myers et al., 1998 ; Brasse & Eydam, 2008 ; Figs. 25, 26), mais aussi dans d’autres arcs où une croissance crustale significative est documentée (e.g., Isse et al., 2009 ; Fig. 59).

Figure 59 (empruntée à Isse et al., 2009). Image basée sur les vitesses des ondes S à 40 km de profondeur au sud du Japon, dans et autour de la mer des Philippines. Les triangles noirs figurent les volcans quaternaires présents dans la région : la plupart d’entre eux définissent l’arc formé par les îles Izu-Bonin-Mariannes. Les lignes vertes sont les contours de la zone de Wadati-Benioff, espacés de 100 km (la plus orientale coïncide avec la fosse). Les trois anomalies « lentes » qui apparaissent dans l’arrièrearc proximal des îles Izu-Bonin-Mariannes, jusqu’à ~300 km à l’ouest du front volcanique, correspondent à des upwellings mantelliques, c’est-à-dire à des panaches de subduction de quelques centaines de km de diamètre. On note que l’anomalie médiane affecte l’arc lui-même, dont ce segment présente justement des compositions potassiques (shoshonitic province ; Isse et al., 2009).

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Cf. Barragán et al., 2005. Ces panaches de subduction affectent épisodiquement l’arrière-arc, mais peuvent aussi affecter des régions voisines de l’arc, voire l’arc lui-même (cf. Hoke & Lamb, 2007 ; Mamani et al., 2010 ; Fig. 59). La génération de produits magmatiques intermédiaires entre types arc et panache dépend du gradient transversal du flux de fluides qui traverse le coin mantellique.

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Le fait que des magmatismes mafiques de type intra-plaque sont présents dans d’autres orogènes de subduction, notamment en contexte orogénique,164 suggère fortement que les panaches de subduction représentent un phénomène général, caractéristique des géosystèmes de subduction — mais qui reste encore relativement méconnu (p. 57-58). À la différence du magmatisme d’arc classique, ce type de magmatisme est épisodique parce que sa génération dépend de variations dynamiques de la géométrie du coin mantellique : il apparaît notamment lorsque celui-ci subit un élargissement suffisant pour permettre un upwelling de matériel asthénosphérique. Il se déclenche ou non selon que le coin mantellique s’élargit, reste stable ou se rétrécit. Dans un système mantellique global qui est nécessairement dynamique, toute modification de la géométrie d’une région du manteau doit être compensée d’une façon ou d’une autre : on conçoit ainsi que l’activation d’un panache de subduction dans une région spécifique, avec ou sans ses éventuelles conséquences orogéniques, puisse avoir été concomitant d’autres phénomènes mantelliques à peu près synchrones dans d’autres régions du globe. L’idée que les géosystèmes de subduction génèrent en fait deux types de magmatisme, dont l’un est fondamentalement mafique et épisodique et peut en outre se montrer particulièrement productif, fournit une solution relativement élégante — car plus parcimonieuse — au « dilemme de Reymer & Schubert »165. Comme dans l’orocline des Andes Centrales, des panaches de subduction ont pu être actifs dans les orogènes d’arc où la croûte continentale a été générée, notamment au Protérozoïque ou à l’Archéen — c’est-à-dire à des époques où la convection mantellique était sans doute beaucoup plus vigoureuse à toutes les échelles. Des volumes importants de magmas mafiques de type intra-plaque ont ainsi pu être produits dans nombre de contextes de subduction et y assurer une croissance crustale significative. Il n’est donc pas nécessaire d’invoquer systématiquement la génération d’un plateau océanique puis son accrétion tectonique à une marge active pour expliquer l’association de ces phénomènes — pas plus qu’il n’est nécessaire d’invoquer des déchirures du slab ou des délaminations brutales pour rendre compte des occurrences de magmatisme intra-plaque dans des contextes de subduction. Les « panaches de subduction » apparaissent ainsi comme des phénomènesclés des géosystèmes de subduction, notamment parce qu’ils permettent d’y expliquer « in situ » la croissance épisodique de croûte continentale à partir de magmas mafiques ne possédant pas une signature d’arc typique. Dans cette optique, l’orocline des Andes Centrales représente sans doute un cas récent de ce qui a pu se produire, très certainement à une autre échelle, au Précambrien. On sait que la plus grande partie de la croûte continentale de la planète a été générée avant le Phanérozoïque. Les roches qui ont alors été produites présentent des compositions qui associent magmatisme d’arc et magmatisme intra-plaque (e.g., Albarède, 1998 ; Stein & Ben-Avraham, 2007). Leur sont parfois associées des komatiites (Hollings et al., 1999 ; Grove & Parman, 2004 166), laves particulières qui témoignent d’un taux de fusion mantellique élevé — et qui sont typiquement précambriennes. Il est justement intéressant de noter que les seules komatiites phanérozoïques connues affleurent sur l’île de Gorgona, en Colombie occidentale, et qu’elles ont été produites à 90-89 Ma (e.g., Kerr, 2005 ; Kerr & Tarney, 2005), qui se trouve être l’âge du début de la construction — magmatique — des Andes Centrales (p. 90-91). Cette coïncidence fournit une illustration supplémentaire à l’idée que des phénomènes relativement exceptionnels pour le Phanérozoïque, mais analogues à certains de ceux qui ont eu cours au Précambrien, ont pu se produire dans le Pacifique sud-oriental et les Andes Centrales au cours des derniers 100 Myr. 164

Cf. Gómez-Tuena et al. (2003) pour le Mexique. Tel que défini par Stein & Ben-Avraham (2007 ; p. 55-56, Fig. 22). 166 On notera que ces auteurs font référence à l’analyse des « révolutions scientifiques » développée par T.S. Kuhn (1962) : « Kuhn […] argues that paradigm shifts are preceded by times of confusion, heated debate and a multiplicity of hypotheses that explain differing subsets of the existing data. » 165

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Dans un orogène d’arc, la question de l’orogenèse et de ses étapes se ramène donc à celle des flux magmatiques produits par l’« usine Subduction » et de leurs accroissements épisodiques. Quels que soient les processus en jeu — magmatisme d’arc « normal » et/ou panaches de subduction — et les flux impliqués, ce géosystème réalise en effet un transfert de matière du manteau vers la croûte — étant entendu par ailleurs que la croissance de la croûte continentale nécessite ensuite une « distillation », par un certain nombre de processus magmatiques subséquents, des matériaux mafiques primaires produits par ce transfert (e.g., Rudnick, 1995 ; Davidson & Arculus, 2006 ; p. 40, 111-112, 123-128). Les accélérations de la croissance crustale dans les géosystèmes de subduction semblent dans tous les cas impliquer des remontées asthénosphériques plus ou moins étendues, sous l’arc et/ou l’arrièrearc jusqu’à ~300 km du front volcanique. Du point de vue géochimique, ces upwellings se caractérisent par un magmatisme mafique potassique, et d’une façon plus générale relativement riche en éléments incompatibles, du fait de la « fertilité » ou de l’« enrichissement » intrinsèque du manteau sub-lithosphérique à partir d’une certaine profondeur, ce qui explique aussi ses signatures de type intra-plaque. La croissance de la croûte s’accompagne en outre de phénomènes tectoniques très variés (p. 115-122). Selon l’interprétation défendue ici, l’orocline des Andes Centrales représente ni plus ni moins qu’un cas cénozoïque de croissance crustale, sous l’effet de phénomènes magmatiques, dans un arc continental. Cet orogène apparaît ainsi comme un observatoire naturel où une génération accélérée de croûte continentale au cours des 30 derniers millions d’années peut être étudiée en détail dans l’espace et dans le temps, de façon interdisciplinaire dans nombre de ses manifestations, depuis la surface jusque dans la lithosphère.167

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Les études futures pourront être conçues également comme des tests de la thèse proposée dans ce mémoire.

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Trouver les éclairages, échapper aux ornières : l’« anthropologie de la science » en renfort de la science Le partage actuel des études en deux parties — sciences “dures” et sciences sociales — ne permet [pas] de comprendre le monde […]. Michel Serres (1930- ), L’humanisme universel qui vient, intervention à l’UNESCO, 18 juin 2002 (publiée dans Le Monde daté du 5 juillet 2002).

Pour conclure ce mémoire que j’ai souhaité le plus didactique possible, il est peut-être intéressant de revenir brièvement à l’approche « anthropologique » que j’avais adoptée dans sa première grande partie. « Diriger des recherches » implique en effet de réfléchir à tous les aspects de la production des connaissances, et notamment à la question de leur réception par la communauté scientifique. Il n’est donc pas inintéressant de tenter de situer dans un cadre plus large, d’ordre « anthropologique », le modèle géologique proposé dans ce mémoire. La plupart des scientifiques s’interrogent si rarement sur la nature et le fonctionnement de la science que l’on pourrait croire le sujet bien rébarbatif. Pourtant l’histoire des sciences foisonne de rebondissements, de coups de théâtre, de bouleversements, et parfois de véritables révolutions, qui illustrent à l’envi que la science ne saurait consister en un savoir à jamais figé et perpétuellement récité. À l’inverse des systèmes interprétatifs historiquement antérieurs à elle, transmis par une tradition et essentiellement basés sur des « révélations » et des crédos, la science a ceci de particulier qu’elle « fait des découvertes, » dont le retentissement est proportionnel aux progrès qu’elles entraînent dans notre compréhension et notre maîtrise de la réalité. C’est grâce à des faits, des principes et des systèmes d’explication nouveaux que la connaissance scientifique parvient à mieux rendre compte de cette réalité, nous permettant ainsi de mieux la comprendre, et, dans les cas qui s’y prêtent, de mieux y intervenir. Cependant, les progrès les plus significatifs ont rarement lieu de manière incrémentale. Thomas S. Kuhn a proposé en 1962, de façon très convaincante, qu’en fait la science progresse principalement à la faveur de « révolutions scientifiques, » c’est-à-dire de crises où une théorie jusque là dominante est remise en cause par des faits qui la contredisent.168 Lors de telles crises, l’ensemble des données disponibles, anciennes et récentes, est remis à plat pour élaborer une nouvelle théorie — un nouveau paradigme, selon la terminologie de Kuhn — permettant de mieux décrire, expliquer, et prédire la réalité, et, le cas échéant, de mieux agir sur elle. Mais ceci implique de « déconstruire » l’ancien paradigme et de réanalyser les faits disponibles, entreprise difficile qui nécessite souvent beaucoup de temps et qui se heurte généralement à une bonne partie de l’establishment scientifique (e.g., Hallam, 1989). L’histoire des sciences témoigne d’assez nombreux cas où un précurseur avait identifié un paradigme correct bien avant la publication des travaux qui allaient aboutir à son adoption. On sait que le paradigme héliocentrique dû à Copernic (1473-1543) avait été formulé dès le début du IIIe siècle avant notre ère par Aristarque de Samos (~–310-–230). En Sciences de la Terre, il a fallu plus de cinquante ans, en plein XXe siècle, pour que les travaux d’Alfred Wegener aboutissent à la tectonique des plaques. À une tout autre échelle, celle des Andes Centrales, David E. James a formulé dès 1971 — il y a près de quarante ans — une interprétation de l’orogène que la thèse développée dans ce mémoire ne fait que confirmer. 168

Thomas S. Kuhn, The Structure of Scientific Revolutions (first edition 1962; revised edition [Chicago: The University of Chicago Press], 1970).

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Nul n’ignore que les traditions ont la vie dure, qu’elles soient fondées ou non, et que venir à bout de l’inertie qu’elles induisent requiert souvent un temps substantiel et une énergie cumulée considérable. Dans le cas des Andes Centrales, le moins que l’on puisse dire est que cet orogène hors du commun continue à être envisagé selon deux perspectives différentes — littéralement deux points de vue distincts.169 Le lecteur aura certainement perçu combien la vision développée dans ce mémoire contraste avec l’interprétation traditionnelle, « paradigmatique », qui prévaut largement dans la littérature. J’espère qu’il aura été convaincu, s’il a fait preuve de patience et d’attention, par les arguments que j’ai avancés pour remettre en question cette vision traditionnelle d’un orogène essentiellement construit par un raccourcissement tectonique directement imposé par la convergence océan-continent, et pour soutenir au contraire que les Andes Centrales résultent, en dernière analyse, d’une croissance crustale magmatique qui s’est trouvée accélérée, dans une région et à une époque spécifiques, par le déclenchement de remontées asthénosphériques productrices de croûte. À sa façon, ce contraste illustre aussi que les géosciences produisent des discours interprétatifs qui consistent principalement en des récits historiques basés sur une lecture des informations que les phénomènes physiques, chimiques et biologiques à l’oeuvre sur notre planète ont archivées dans les roches.170 Un récit géologique n’est pas autre chose qu’un scénario, qui nous dit en quelque sorte : « voilà ce qui s’est passé, où cela s’est passé, quand cela s’est passé, et en quoi cela a résulté. » Les processus géologiques qui interviennent dans un tel scénario en sont les acteurs : ce sont eux qui ont « joué un rôle », c’est-à-dire qui ont été à l’œuvre au cours du temps pour produire tels et tels phénomènes — en l’occurrence, in fine, un orogène dans toutes ses complexités. Ces processus sont « intemporels », au sens où ils se sont répétés à de nombreuses époques de l’histoire du globe : il s’agit en effet de mécanismes qui suivent des lois physico-chimiques elles-mêmes intemporelles. La déformation des roches — la Tectonique — ou la fusion partielle de certaines d’entre elles — le Magmatisme — regroupent des processus qui se produisent dans certaines conditions. 171 La pertinence d’un scénario géologique dépend donc en partie de l’identification correcte des rôles joués par ses acteurs. Pour un même objet d’étude, les scénarios diffèrent dès qu’ils distribuent des rôles différents aux acteurs géologiques. Dans la vision tectonicienne de l’orocline des Andes Centrales, le premier rôle est évidemment tenu par « la Tectonique compressive imposée par la Convergence », et « le Magmatisme causé par la Subduction » ne joue qu’un rôle secondaire, mineur, voire parasite. Dans le scénario défendu ici, c’est au contraire le Magmatisme qui joue le rôle central, et la Tectonique un rôle relativement subalterne, dépendant du premier et autonome par rapport à la Convergence. Parce qu’ils produisent des récits où interviennent des acteurs, les géologues font bien un travail d’historien. La question qui se pose, lorsque deux ou plusieurs scénarios sont en compétition, est de savoir lequel d’entre eux rend le mieux compte de ce qui s’est effectivement déroulé dans le passé. Bien qu’il soit certain qu’aucune interprétation n’explique de façon pleinement satisfaisante la complexité d’un système géologique — en l’occurrence un orogène aux caractéristiques étonnantes —, il n’est pas interdit de penser que celle qui s’efforce d’articuler la totalité des données disponibles de façon cohérente possède un avantage sur celles qui ne le font pas — même si elle implique un bouleversement profond des convictions jusque là partagées par une grande partie de la communauté scientifique.

169

Cf. James & Sacks, 1999 (cités notamment p. 46-47 et 51). Robert Frodeman, Geological reasoning : Geology as an interpretive and historical science, GSA Bulletin, 1995, v. 107, p. 417-427 ; Victor R. Baker, Geosemiosis, GSA Bulletin, 1999, v. 111, p. 633-645. 171 Les majuscules employées ici évoquent le fait parfois flagrant que ces « acteurs » sont invoqués à la manière d’un deus ex machina pour expliquer tel ou tel phénomène. 170

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Une myopie chronique ? Et il faut observer qu’il n’y a pas de chose plus difficile à conduire, ni plus délicate à réussir, ni plus dangereuse à diriger, que de prendre l’initiative d’introduire un nouvel ordre des choses. Car celui qui innove a pour ennemis tous ceux qui bénéficient de l’ordre des choses existant […].172 Niccolò Machiavelli (1469-1527), Il Principe (VI), 1513 (publ. 1532).

L’histoire des sciences est jalonnée de nombreux exemples de révolutions scientifiques (Kuhn, 1962). En Sciences de la Terre, la révolution la plus fameuse a eu lieu à la fin des années 1960 avec la formulation de la tectonique des plaques.173 Le fait que les continents se sont séparés et déplacés au cours des temps géologiques avait pourtant été démontré par Wegener (e.g., 1915) plus de cinquante ans auparavant. L’histoire des résistances opposées aux idées avancées par ce dernier se révèle particulièrement instructive,174 d’autant qu’elle possède une indéniable composante d’ordre « anthropologique ». On ne saurait trop souligner que de nombreux « déclics » intellectuels, en Sciences de la Terre, ont été et sont déclenchés par la perception de coïncidences géographiques et/ou chronologiques. C’est parce le dessin des côtes occidentales de l’Afrique paraît s’emboîter parfaitement dans celui des côtes orientales des deux Amériques qu’Alfred Wegener a compris que ces continents s’étaient séparés,175 en a produit une argumentation biogéographique et chronologique, et en a proposé une première explication176 (que Arthur Holmes améliora grandement par la suite en introduisant l’idée d’une convection du manteau177). À plus petite échelle, dans les Andes Centrales, c’est parce que l’épaisseur crustale apparaît maximale sous l’arc magmatique, sans qu’on y observe un raccourcissement significatif, que James (1971a,b), puis Kono et al. (1989), ont proposé que l’orogenèse était fondamentalement d’origine magmatique. L’analyse détaillée de l’évolution géologique de la même région, développée dans ce mémoire, met à son tour en évidence des correspondances chronologiques significatives et incontournables. De telles coïncidences semblent ainsi fournir des indices de première importance pour progresser dans nombre de questions en suspens en Sciences de la Terre. Bien qu’il s’agisse d’échelles différentes, la comparaison des deux cas révèle des analogies éloquentes — toutes proportions gardées, bien sûr. À supposer que le paradigme défendu dans ce mémoire puisse un jour être adopté par la communauté géologique, c’est James (1971a,b) qui en aura été le précurseur, sur la base d’une coïncidence géographique, comme Wegener avait compris que les continents s’étaient séparés sur la base d’une observation de même ordre. L’explication initialement proposée par ce dernier a cependant buté sur la question du mécanisme responsable du déplacement des continents (cf. Oreskes, 1999), comme la thèse d’un épaississement magmatique dans l’orocline des Andes Centrales a jusqu’ici buté sur 172

« E debbasi considerare come non è cosa più difficile a trattare, né più dubia a riuscire, né più pericolosa a maneggiare, che farsi capo ad introdurre nuovi ordini. Perché lo introduttore ha per nimici tutti quelli che delli ordini vecchi fanno bene […]. » (traduit par moi-même)

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A. Hallam, A revolution in the Earth Sciences: From continental drift to plate tectonics. Oxford University Press, 1973, 138 p. 174 Cette éloquente histoire été retracée et expliquée en détail par Naomi Oreskes dans un ouvrage intitulé The Rejection of Continental Drift: Theory & Method in American Earth Science (Oxford University Press, 1999, 438 p.). Les analogies avec d’autres cas, à toutes les échelles et dans tous les domaines, ne manquent hélas pas : je me bornerai à citer ici le cas de la biologiste Lynn Margulis, dont l’article fondateur de la théorie endosymbiotique, largement admise aujourd’hui, fut initialement rejeté une quinzaine de fois avant d’être finalement accepté pour publication (Brockman, 1995). 175 Après d’autres (e.g., Ortelius, 1596 ; Snider-Pellegrini, 1858). 176 Wegener, 1915. 177 Holmes, 1944.

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l’insuffisance supposée des taux d’accrétion générés par le magmatisme produit par la subduction (e.g., Francis & Hawkesworth, 1994), suite à quoi l’hypothèse d’une croissance magmatique de la croûte andine a pratiquement été abandonnée — comme la théorie de Wegener178. Assez curieusement — mais il s’agit là d’un magnifique biais cognitif —, « on a jeté le bébé avec l’eau du bain » lors de ces abandons : puisque les continents « ne pouvaient pas » s’être déplacés, le fait que les côtes opposées de l’Atlantique semblent s’emboîter n’a plus retenu l’attention ; parce que les Andes résultaient « certainement » d’un raccourcissement tectonique, la coïncidence de l’épaisseur crustale maximale avec l’arc magmatique n’a plus été jugée digne d’intérêt, et sa morphologie pourtant éloquente a même pu être expliquée par des failles inverses ad hoc.179 C’est l’identification d’un mécanisme convaincant — l’expansion océanique —, qui a permis d’expliquer de façon satisfaisante le fait que les continents s’étaient séparés ; c’est l’identification d’un second mécanisme magmatique dans les géosystèmes de subduction — les panaches de subduction, phénomènes épisodiques, assez localisés, mais particulièrement productifs —, qui permet d’expliquer l’accélération de la croissance crustale qui est intervenue dans l’orocline des Andes Centrales à partir de 30 Ma,180 d’autant plus que cet acteur géologique jusqu’ici méconnu a vraisemblablement joué des rôles importants dans la génération de la croûte continentale à l’échelle même de l’histoire du globe (p. 133-138). L’histoire des sciences ne témoigne pas seulement de bouleversements et d’avancées révolutionnaires, mais aussi, hélas, de résistances impressionnantes opposées aux progrès cognitifs par des establishments scientifiques, et ce à toutes les époques. Que penser en effet de ce que les observations fondamentales de Wegener (1915) aient pu attendre, en plein XXe siècle, plus de cinquante ans avant de recevoir l’attention qu’elles méritaient de la part des plus dignes professeurs des universités du monde entier ? Quelle qu’ait été l’incomplétude de l’explication proposée par Wegener, il faut s’interroger sur un pareil aveuglement. Était-il dû à un manque désolant de discernement intellectuel ? À un respect excessif de la tradition d’enseignement ? À un dogmatisme paralysant ? Une telle situation ne confirme-t-elle pas que « les savants ne sont pas curieux »181 ? N’illustre-t-elle pas le fait que leurs raisonnements sont la proie de biais cognitifs massifs, et qu’ils sont enclins à se persuader facilement que les principales questions scientifiques de leur ressort sont « déjà » résolues ? Autrement dit, n’ont-ils pas assez souvent tendance à succomber au « syndrome de Lord Kelvin »182 ? Bien qu’elles puissent être perçues comme embarrassantes — voire déplacées —, de telles interrogations ont leur importance, notamment parce qu’elles posent la question de la sensibilité des systèmes et « cultures » de recherche à la créativité intellectuelle et à l’innovation. Comme ces interrogations sont évidemment d’ordre sociologique, elles invitent à se pencher — brièvement — sur cet aspect fondamental du fonctionnement de la science,183 en portant une attention particulière aux mécanismes qui s’opposent aux « révolutions scientifiques », à quelque échelle que ce soit. L’activité scientifique et l’élaboration du savoir sont en effet indissociables de leurs aspects proprement sociologiques.

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Mis à part quelques soutiens clairvoyants, tels ceux d’Alexander du Toit (1937) et d’Arthur Holmes (1944). E.g., Farías et al., 2005. 180 Le cas des Andes Centrales illustre également que c’est l’attention accordée aux détails, et notamment à ceux qui « ne collent pas » avec le paradigme traditionnel, qui permet de progresser et éventuellement de lever les objections (cf. p. 151). Ce cas met aussi l’accent sur l’importance des singularités et des processus catastrophiques, qui jouent des rôles déterminants, par opposition aux évolutions en régime continu. 181 Anatole France, Le lys rouge (cité dans son contexte à la page suivante). 182 « There is nothing new to be discovered in physics now. All that remains is more and more precise measurement. » (déclaration formulée en 1900 ; voir p. 31, avec la note 46). 183 Kuhn (1962) a interrogé l’histoire des sciences pour expliquer la dynamique des sciences en tenant compte de ses facteurs « sociologiques » et non plus d’un point de vue uniquement cognitif. 179

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L’incontournable dimension sociologique de la science Aussi le P. Leseur était étonné des disputes qui s’élevaient entre les géomètres ; « des hommes occupés des mêmes vérités devraient être tous amis », disait-il. Il ignorait que, pour la plupart, la gloire184 est le premier objet ; la découverte de la vérité n’est que le second.185 Nicolas de Condorcet (1743-1794), Eloge du père Le Seur (in Oeuvres de Condorcet, II, p. 136), 1777. Elle ne savait pas du tout ce que c’était qu’un bolide. Mais elle se rappela qu’on lui avait dit qu’on voyait au Muséum des os de renne travaillés par les premiers hommes, des plaques d’ivoire sur lesquelles étaient gravés des animaux dont la race est depuis longtemps perdue. Elle demanda si c’était vrai. Lagrange ne souriait plus. Il répondit avec une indifférence maussade que ces objets concernaient un de ses confrères. — Ah ! dit madame Martin, ce n’est pas votre vitrine. Elle s’apercevait que les savants ne sont pas curieux et qu’il est indiscret de les interroger sur ce qui n’est pas dans leur vitrine. Il est vrai que Lagrange avait fait sa fortune scientifique des pierres tombées du ciel. Cela l’avait amené à considérer les comètes. Mais il était sage. Depuis vingt ans il ne s’occupait plus guère que de dîner en ville.185 Anatole France (1844-1924), Le lys rouge (ch. VI), 1894. Je crois que l’abbé de Prades n’est ni philosophe ni une tête. Il n’y a rien de si commun que tout ce qu’il dit ; et il n’y a qu’en Sorbonne que cela puisse paraître nouveau. […] Je vois dans l’abbé de Prades un homme médiocre. Mais tout se passe étrangement dans le meilleur des mondes possibles que, peut-être, cette thèse lui fera un grand nom et une grande fortune.185 Pierre Louis Moreau de Maupertuis (1698-1759), lettre à Francesco Algarotti (1712-1764), 12 mars 1752. Pour un homme si dénué d’esprit, Jean-François Boyer peut se targuer d’une carrière inespérée.185 La dévotion la plus rigide a été son tremplin pour régner au coeur de l’Etat.186 Elisabeth Badinter (1944- ), Les Passions intellectuelles (tome 2, p. 63), 2002. La science n’a d’ennemis que ceux qui jugent la vérité inutile et indifférente, et ceux qui, tout en conservant à la vérité sa valeur transcendante, prétendent y arriver par d’autres voies que la critique et la recherche rationnelle. Ernest Renan (1823-1892), L’avenir de la science, 1849 et 1890. Vous voilà un grand homme tout à fait car il ne vous manquait depuis longtemps que des ennemis et une cabale. Émilie Le Tonnelier de Breteuil, marquise du Châtelet (1706-1749), Lettres à Maupertuis (114), 1738.

Les textes cités ci-dessus illustrent, s’il en était besoin, combien les aspects « sociologiques » de la science interfèrent dans les faits avec la pratique scientifique quotidienne. Il est en effet indéniable, en particulier depuis Kuhn (1962), que le développement des connaissances scientifiques possède par essence une dimension d’ordre sociologique. Il est à peine exagéré de dire que la science n’est que le résultat de l’activité des scientifiques et qu’elle n’existe pas par elle-même. Parce que les scientifiques constituent un groupe humain, leurs activités et leurs productions fournissent aux Sciences Sociales des objets d’étude. Le fonctionnement des communautés scientifiques, avec leurs enjeux, personnels ou collectifs, et surtout leurs « cultures », varie selon les disciplines, les époques, les pays, et même les régions. Comme la grande majorité des groupes humains, ces communautés sont structurées selon des hiérarchies, au sein desquelles les individus tentent généralement de s’élever — de « faire carrière » —, de façon à atteindre des positions qui leur 184

C’est-à-dire la carrière, le pouvoir. Toute ressemblance avec des personnes existantes serait évidemment fortuite. 186 Jean-François Boyer (1675-1755), qui fut évêque de Mirepoix (département de l’Ariège), est surtout connu pour avoir été l’adversaire acharné des philosophes. Voltaire a écrit à son sujet : « ... on est obligé d’avouer ici, avec toute la France, combien il est triste et honteux que cet homme si borné ait succédé aux Fénelon et aux Bossuet » (Le tombeau de la Sorbonne, in Mélanges, 1752-1756). 185

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confèrent un certain pouvoir sur les hommes et les sources de financement (un accès plus facile à celles-ci étant lui-même susceptible d’améliorer cette position et d’accroître ce pouvoir). Depuis le Moyen-Âge,187 ces communautés s’organisent au sein ou autour des universités. Bien que leur raison d’être consiste en la production de savoirs (« la recherche »), ainsi que leur conservation et leur transmission à des étudiants (dont certains deviendront eux-mêmes des scientifiques), l’ancienneté médiévale des universités et les liens étroits qu’elles ont alors longuement entretenus avec le monde ecclésiastique permettent sans doute de comprendre que les communautés scientifiques actuelles semblent souvent présenter une « culture » et une structure hiérarchique de type ecclésiastique, et que celles-ci tendent à se perpétuer de façon conservatrice. Bien qu’ils incluent aussi une collégialité souvent de bon aloi, la conservation de traits culturels de ce type est vraisemblablement responsable des tendances chroniques au dogmatisme et à la scolastique relevées par l’histoire des sciences dans le monde universitaire. Ces tendances conservatrices s’observent d’ailleurs le plus crûment dans des cultures qui accordent une importance extrême à la hiérarchie sociale.188 En France, au milieu du XIXe siècle, Claude Bernard stigmatisait le « carcan de la scolastique » en des termes qui semblent n’avoir rien perdu de leur actualité : « La scolastique veut toujours un point de départ fixe et indubitable […]. Le scolastique ou le systématique, ce qui est la même chose, ne doute jamais de son point de départ, auquel il veut tout ramener ; il a l’esprit orgueilleux et intolérant et n’accepte pas la contradiction, puisqu’il n’admet pas que son point de départ puisse changer. »189 Il paraît évident que la « science normale », au sens de Kuhn (1962 ; p. 31) participe d’un fonctionnement de ce type. En effet, parce qu’elle ne se propose pas de faire des découvertes, la « science normale » tend à ignorer anomalies et données contradictoires, et dans les pires des cas, se borne à ressasser sans fin le même discours. Dans une culture de ce type, le risque est grand de finir par disserter, non pas sur la réalité elle-même, mais sur la représentation qu’on en donne par le biais du modèle considéré comme « scientifiquement correct », c’est-àdire conforme au paradigme dominant. Dans un tel cas, qui peut se produire à quelque échelle que ce soit, il est alors possible d’assister au gonflement d’une « bulle interprétative ».190 L’analogie du monde scientifique avec le monde ecclésiastique permet aussi de comprendre les réactions de rejet que les establishments scientifiques ont pu, et peuvent encore, opposer à certaines innovations intellectuelles. À l’instar des « mécanismes de défense » bien connus en psychologie, des biais cognitifs interviennent spontanément dès lors qu’il s’agit de protéger les convictions d’un de ces establishments, parce qu’une structure de ce genre forme souvent une communauté réunie, voire soudée, autour d’une foi commune.191 Les scientifiques les plus en vue veillent en outre à défendre leur réputation, et donc les bases sur lesquelles ils ont édifié leur position. Or ce sont eux qui sont fréquemment sollicités par les revues de rang élevé pour évaluer les travaux qui leur sont soumis. Une publication n’ayant un impact que si elle a paru dans une revue de rang suffisant, ce système — similaire à l’imprimatur ecclésiastique — rend plus difficiles la publication et surtout la réception de travaux qui n’entrent pas dans le cadre du paradigme dominant. 187

L’Université de Bologne, la plus ancienne d’Europe occidentale, est fondée en 1088 ; celle de Paris, en 1150. En 1998, le doyen de la Faculté de géologie de l’Université San Andrés de La Paz, qui avait obtenu son doctorat à la Sorbonne dans les années 1960, continuait à proclamer dans ses cours la validité de la théorie dite des géosynclinaux. En 2002, la bibliothèque de la Faculté de géologie de l’Université San Marcos de Lima affichait un avis en gros caractères gras pour proposer à la lecture une série d’ouvrages sur les géosynclinaux. 189 Claude Bernard, Introduction à l’étude de la médecine expérimentale (1ère partie, II, 6), J. B. Baillière & Fils, Paris, 400 p., 1865. Toute ressemblance avec des situations existantes serait fortuite. 190 Le paradigme géocentrique — d’ailleurs longtemps défendu par la hiérarchie ecclésiastique — en fournit un exemple bien connu, notamment jusqu’à la veille de la proposition par Copernic du paradigme héliocentrique. 191 Dans les cas où des divergences se produisent, on parle d’ailleurs d’écoles ou de chapelles différentes. 188

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Sortir des sentiers battus en France : quelques entraves « culturelles » En effet notre nation, singulierement avide de nouveautés dans les matieres de goût, est au contraire en matiere de science très-attachée aux opinions anciennes. Jean le Rond d’Alembert (1717-1783), Discours préliminaire de l’Encyclopédie, 1751.

Une anecdote suffira sans doute à illustrer la place importante que les aspects sociologiques occupent dans une certaine « culture » de la recherche en France. Alors que je commençais à me préoccuper de soutenir une « habilitation à diriger des recherches », je brossai à un responsable comment je concevais alors le contenu de mon mémoire — lequel, à mes yeux encore ingénus, devait « évidemment » constituer la pièce essentielle de l’affaire. Au bout d’une dizaine de secondes, celui-ci m’interrompit cependant pour me dire : « Ce qu’il y aura dans votre mémoire n’a pas d’importance ; l’important, c’est qui sera dans le jury. » Ce collègue me signifiait ainsi, le plus naturellement du monde, que, selon lui, dans la culture de la recherche — ou du moins dans celle de l’université provinciale à la porte de laquelle je frappais —, ce qui comptait n’était pas ce qu’on produisait, mais simplement qui on connaissait. À la réflexion, je crois n’avoir jamais entendu de mots qui résument aussi bien ce qui me paraît une tare majeure de cette « culture » hélas encore assez largement répandue en France (et certainement ailleurs). Que dire en effet d’un « système » supposément scientifique où il ne s’agirait pas tant de produire des connaissances — et encore moins de « faire des découvertes » —, que de seulement « faire carrière » — qui plus est en accordant une large part au jeu des réseaux de relations humaines ? Ce qu’exprimait ce collègue manifestait implicitement d’une part qu’il existe au sein de la communauté scientifique une sorte de nomenklatura, classe « supérieure » à laquelle on appartient selon son prestige et/ou sa position hiérarchique, et d’autre part que l’audience d’un travail de recherche soumis à l’évaluation d’un jury dépend en définitive moins de sa qualité intrinsèque que de la présence dans ce jury de membres de cette nomenklatura. Dans un tel cas de figure, on peut se demander si les aspects sociologiques de la science n’en viennent pas parfois à se substituer à la science elle-même.192 Mais cette situation ne fait en définitive qu’illustrer à nouveau une structure sociale hiérarchisée de type ecclésiastique, où le principe de la cooptation et les rituels qu’il induit tiennent une grande importance. La France est assez souvent décrite comme un « pays de notables », locution qui signifie en pratique que les réseaux de notables (lesquels constituent de fait une nomenklatura) jouent des rôles essentiels dans son fonctionnement. Ce trait culturel, certainement hérité de temps très anciens, n’y épargne évidemment pas le monde scientifique. Il n’est d’ailleurs pas rare que les observateurs anglo-saxons qualifient de « féodal » le système de recherche français — qui plus est tout à fait incidemment, tant cela leur semble évident.193 En France ce diagnostic embarrassant est évidemment repoussé la plupart du temps, généralement en arguant qu’il s’agit d’opinions subjectives portées par des étrangers non francophiles. Pourtant, une observation attentive des fonctionnements d’ordre sociologique à l’oeuvre dans le monde de la recherche illustre presque quotidiennement la persistance dans le milieu académique 192

Il m’a été donné d’assister à une soutenance de thèse organisée par le collègue cité. Le niveau de ce travail contrastait de façon flagrante avec la composition du jury, dont beaucoup des huit membres avaient été triés sur le volet dans son réseau relationnel. Pour un observateur perspicace, tout se passait comme si la composition du jury devait compenser le niveau scientifique du travail évalué, et même lui assurer du prestige. 193 Ainsi : « […] the current feudal French laboratory system […] » : Nature 404 : 421, 30 mars 2000 (article intitulé A squandered opportunity) ; « […] France’s centralized & feudal system […] » : Nature 418 : 709, 15 août 2002 (article intitulé Slowdown will undermine reform) ; voir aussi les articles intitulés French science after Chirac (Nature 444 : 401, 23 novembre 2006) et French election: Let science speak for itself (Nature 446 : 850–853, 19 avril 2007).

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français d’usages et de pratiques de type féodal (et/ou ecclésiastique), qui peuvent parfois interférer à l’extrême avec la production de résultats scientifiques, en empêchant notamment l’émergence de données ou d’interprétations susceptibles de déboucher sur des innovations. Ces interférences font systématiquement intervenir des biais cognitifs mais ne sont pas toujours anecdotiques. Si elles n’ont parfois que des conséquences bénignes, elles peuvent dans certains cas conduire à des situations relativement dramatiques. Je mentionnerai par exemple un cas, (presque) imaginaire,194 où un professeur ou directeur de recherche, que je nommerai Z., entame une collaboration avec un post-doctorant, que je nommerai Y. : Z. expose à Y. ses idées sur une question et ce qu’il attend de l’étude, disons chronologique, que Y. entame dans le cadre du programme que Z. dirige. Z., étant donné les éléments qu’il privilégie déjà, prédit à Y. quels âges celui-ci va obtenir. L’échantillonnage est réalisé, les analyses sont effectuées, les résultats tombent : les âges qu’obtient Y. sont cohérents, mais beaucoup plus récents (ou anciens) que ceux que Z. attend. Y. en informe celui-ci, lequel rejette les résultats et demande à Y. de répéter ses analyses afin, en substance, d’obtenir les résultats prédits. Y. se rebiffe et déclare que ses résultats sont fiables et cohérents et qu’il ne peut pas obtenir autre chose que ce qu’il a déjà obtenu. Les choses s’enveniment alors, au point que Z. finit par menacer Y. de tout faire pour briser net sa carrière naissante en France (car — est-il besoin de le préciser ? — c’est dans ce pays que se déroule l’histoire).

On sait que toute structure hiérarchisée induit chez la plupart de ses membres le souhait de s’y élever (« tout séminariste rêve de devenir pape »), pulsion naturelle qui peut prendre la forme d’un carriérisme plus ou moins prononcé. Or il est évident que plus un système de recherche accorde d’importance aux aspects « sociaux » de ses activités pour conditionner les promotions individuelles, moins il favorise la créativité et l’innovation strictement scientifiques. En France, il est troublant d’observer combien parmi les jeunes chercheurs choisissent dès leur recrutement une stratégie de carrière qui fait une large place aux aspects les plus « sociaux » de la recherche : le soin de développer un réseau de relations personnelles et de « surtout ne pas faire de vagues » semble l’emporter assez souvent sur les questions proprement scientifiques. Ce phénomène tend aussi à introduire dans la hiérarchie des personnes qui, tôt ou tard, y fonctionnent comme des hommes d’appareil,195 avec ce que cela implique en termes de discernement scientifique et, surtout, de conformité avec l’establishment dont ils participent. Il peut en résulter un encouragement implicite à une « recherche de routine », où il n’est alors plus question de faire la moindre découverte significative, mais seulement de remplir les critères permettant la promotion individuelle. La caricature que je brosse — car c’en est une — permet toutefois de comprendre comment les archaïsmes culturels et structurels d’un système de recherche en entravent ou répriment la créativité, notamment en empêchant des esprits féconds de donner leur pleine mesure. Il est tout aussi évident que les injonctions bureaucratiques plus « modernes » font aussi obstacle à la créativité et peuvent aller jusqu’à stériliser des potentiels. Dans les deux cas, créativités et innovations se trouvent entravées parce que le « système » n’en discerne pas explicitement l’intérêt, puisqu’il est tout à fait possible d’y « faire carrière » sans en faire preuve. Or il est de plus en plus évident que la capacité à innover est un élément fondamental des enjeux mondiaux actuels. P. Aghion & E. Cohen,196 par exemple, voient la France d’aujourd’hui comme un « pays d’imitation », où l’activité industrielle utilise surtout des technologies inventées ailleurs, alors qu’il serait évidemment préférable qu’elle rejoigne le groupe des « pays d’innovation », économiquement créatifs. Au-delà des questions économiques, ces auteurs 194

Toute ressemblance avec des personnes réelles serait évidemment purement fortuite. Autrement dit, des apparatchiks — autre caractéristique des structures de type ecclésiastique. 196 Education et croissance, rapport n° 46 du Conseil d’analyse économique, La Documentation Française, 2004. 195

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distinguent nettement entre « mentalité d’innovation » et « mentalité d’imitation » (selon les « cultures » de recherche, le succès et même l’émergence de progrès cognitifs se trouvent favorisés ou entravés), et soulignent que la capacité d’innovation d’un pays est profondément liée à son enseignement supérieur et à sa recherche. Ils constatent hélas qu’en France les mentalités qui imprègnent l’enseignement supérieur et la recherche rendent souvent impossible le passage de l’imitation (qui est le respect fidèle des modèles importés) à l’innovation. Mon quart de siècle d’expérience, en France et à l’étranger, a été plus que suffisant pour me convaincre que le diagnostic de P. Aghion et E. Cohen ne manque pas totalement de pertinence.

L’attachement au principe de la « reconnaissance par ses pairs » participe de ce trait culturel. La pratique de la cooptation confirme implicitement, à nouveau, l’importance tenue par les aspects sociologiques de la vie scientifique. Alors même qu’il existe aujourd’hui des procédures bien moins subjectives pour l’évaluation et la promotion des scientifiques, la survivance en France de l’incontournable « habilitation à diriger des recherches »,197 dernier avatar d’un rituel de cooptation qui rend possible l’accès aux positions académiques les plus élevées, est assez éloquente, puisque l’observance de ce rituel198 prime de fait sur la teneur d’un dossier scientifique en termes de publications et de citations. Or l’existence d’outils bibliométriques, malgré leurs imperfections, permet désormais des évaluations moins subjectives que le bouche-à-oreille et les impressions positives ou négatives produites par le jeu des relations humaines. Mais l’idée d’une promotion directement via ces outils rencontre de la résistance. Est-ce parce que ceux-ci mettent en évidence des décalages parfois étonnants entre la position occupée par un individu et la teneur de sa contribution proprement scientifique (cas où « le roi est nu ») ? La place occupée par les aspects sociologiques de la science serait en effet menacée si s’accroissait celle accordée à la production scientifique proprement dite (pourtant la raison d’être de tout système de recherche…) — ce qui à terme serait susceptible de bouleverser ou même ruiner les « cultures » qui n’y sont pas préparées. On peut retenir de cette brève analyse que le système français de recherche présente, au moins parfois et sans doute plus ou moins localement, des traits « culturels » qui révèlent une certaine tendance au conservatisme scientifique, en particulier du fait d’un certain attachement aux aspects sociologiques de la vie scientifique. Bien que cette situation présente une grande variabilité, il paraît vraisemblable que des biais sociologiques et cognitifs peuvent générer quelques résistances devant l’émergence d’innovations conceptuelles, notamment lorsque celles-ci n’émanent pas de pays (ou d’institutions) jugés « scientifiquement dominants ». Apprendre à identifier de tels biais permettrait sans doute de progresser.

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« Whereas in the United States, the United Kingdom and most other countries, the doctorate is sufficient qualification for a faculty position at a university, in other countries only the habilitation qualifies the holder to supervise doctoral candidates. […] This habilitation qualification exists in France (“Habilitation à diriger des recherches”), Switzerland, Germany, Austria, Italy, Denmark, Bulgaria, Poland, Portugal, Sweden, Finland, the Czech Republic, Slovakia, Latvia, Lithuania, Hungary, Slovenia, and countries of the former Soviet Union, such as Armenia, Azerbaijan, Moldova, Kyrgyzstan, Kazakhstan, Russia, Uzbekistan, Ukraine, etc. A similar qualification known as livre-docência still exists also in public universities in the Brazilian state of São Paulo, but has disappeared in other parts of Brazil. The habilitation — derived from the Latin habilitare, “to make able to” — developed in the eighteenth century. » (Wikipedia, 2009, article Habilitation). Les 25 universités classées en tête dans le World University Ranking réalisé en 2007 par le Times Higher Education Supplement en association avec Quacquarelli Symonds (“THES - QS”) se situent dans des pays où l’habilitation n’existe pas ; parmi les 100 premières de ce classement, 10 se situent dans des pays où elle existe. Les 26 universités classées en tête dans l’Academic Ranking of World Universities réalisé en 2007 par la Shanghai Jiao Tong University se situent dans des pays où l’habilitation n’existe pas ; parmi les 100 premières de ce classement, 19 se situent dans des pays où elle existe. 198 Aux yeux de qui a été formé dans une « culture » plus préoccupée de production et de résultats concrets, l’Université française paraît avoir conservé de son passé ecclésiastique (médiéval) un goût prononcé pour les rituels — et pour les observances.

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Mieux connaître les biais cognitifs pour détecter les sources d’erreurs Rouletabille sembla réfléchir profondément, et dit : « Il y a quelque chose, monsieur Frédéric Larsan, qui est beaucoup plus grave que le fait de brutaliser la logique, c’est cette disposition d’esprit propre à certains policiers qui leur fait, en toute bonne foi, “plier en douceur cette logique aux nécessités de leurs conceptions.” Vous avez votre idée, déjà, sur l’assassin, monsieur Fred, ne le niez pas… […] C’est un système bien dangereux, monsieur Fred, bien dangereux, que celui qui consiste à partir de l’idée que l’on se fait de l’assassin pour arriver aux preuves dont on a besoin ! […] Prenez garde à l’erreur judiciaire, Monsieur Fred ; elle vous guette ! » Gaston Leroux, Le mystère de la chambre jaune (ch. IX), 1907.

Les scientifiques sont rarement conscients que leurs raisonnements sont orientés par des paradigmes, et encore moins qu’ils peuvent être entachés de biais cognitifs. Dans la première partie de ce mémoire, j’ai tenté d’illustrer comment un paradigme peut parfois agir comme un véritable filtre mental, par l’intermédiaire des biais cognitifs qu’il génère implicitement. Un paradigme induit en effet un environnement interprétatif spécifique, comme si l’observateur chaussait sans le savoir des lunettes filtrantes et/ou déformantes pour percevoir la réalité. Si nous voulons prendre du recul par rapport à nos activités quotidiennes et aux raisonnements que nous produisons, il est donc important d’apprendre à identifier quels biais cognitifs peuvent y être à l’oeuvre. Les biais cognitifs sont en effet reconnus comme des phénomènes mentaux qui introduisent des erreurs dans les jugements, les conclusions, les décisions, et/ou les comportements adoptés dans diverses situations. Ils résultent de failles ou de faiblesses dans la perception et/ou le traitement mental des informations parvenant au sujet. Le terme biais fait référence au fait que les erreurs ainsi commises présentent un caractère relativement systématique. Ces erreurs sont déterminées par les mécanismes mis en jeu dans le traitement cognitif erroné appliqué à ces situations. L’étude des biais cognitifs fait l’objet de nombreux travaux en psychologie du raisonnement, en psychologie sociale, et plus généralement en sciences cognitives. Ces recherches ont identifié de nombreux biais cognitifs propres à l’esprit humain, qui s’exercent à travers de multiples domaines : perception, statistiques, logique, causalité, interactions sociales, etc. La multitude de ces biais cognitifs et le fait qu’ils ne sont généralement pas conscients rendent leur caractérisation particulièrement importante dans le domaine judiciaire (par exemple, ils impliquent d’ausculter avec soin tout témoignage avant de conclure à sa véracité), ainsi que dans le domaine scientifique. Dans un but didactique, j’énumère ici les biais cognitifs qui peuvent le plus fréquemment intervenir dans les activités des chercheurs : Chez les scientifiques, l’« observer-expectancy effect » se produit lorsqu’un chercheur anticipe un certain résultat et ainsi manipule inconsciemment une expérience ou l’interprétation de données de façon à obtenir ce qu’il en attend. L’« expectation bias » est la tendance à accepter, certifier et même publier des données perçues comme confirmant leurs attentes, et à refuser, rejeter, déclasser ou minimiser les données qui apparaissent comme contraires à ces attentes. Similairement, dans le « biais de confirmation » (confirmation bias), le sujet sélectionne les éléments qui confirment ce qu’il croit déjà, tout en éliminant les faits qui seraient contraires à sa conviction.199 Ces biais sont des cas atténués du « déni », où le sujet écarte toute information déplaisante en la niant. 199

« [T]he ‘confirmation bias’, in which people look for and find confirmatory evidence for what they already believe and ignore evidence to the contrary » (M. Shermer, Swayonomics, Nature 453 : 1182-1183 [26 juin 2008], commentant le livre de O. & R. Brafman : Sway: The irresistible pull of irrational behavior, New York : Currency/Doubleday, 2008, 224 p.).

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Le « conservatism bias » désigne la tendance à ignorer les conséquences de données et observations nouvelles. Dans la « déformation professionnelle » (locution utilisée telle quelle en anglais), le sujet tend à tout percevoir selon les usages de sa profession, de sa discipline, ou de sa formation initiale, en se montrant incapable de recul, d’évolution, ou d’un nouvel apprentissage. Dans l’« inattention blindness », le sujet est absorbé par sa tâche au point d’omettre des éléments évidents alors même qu’ils sont dans son champ de vision.200 Dans le « focalism », une importance démesurée est accordée à un aspect en fait mineur de la question abordée. L’étonnant « effet de cadrage » (framing effect) fait que le même problème reçoit des solutions différentes selon la façon dont il est présenté. Le cas du canard-lapin évoqué par Kuhn (1962) s’y rattache (Fig. 60). Figure 60. Dans cette « image ambiguë », il est possible de reconnaître autant un canard qu’un lapin, ou encore de se concentrer sur les lignes du tracé, selon la façon dont on oriente ou dirige (ou non) sa perception. Kuhn (1962, p. 111) écrit à ce sujet : « It is as elementary prototypes for […] transformations of the scientist’s world that the familiar demonstrations of a switch in visual gestalt prove so suggestive. What were ducks in the scientist’s world before the revolution are rabbits afterwards. The man who first saw the exterior of the box from above later sees its interior from below. »

L’« availability cascade » fait qu’une opinion ou interprétation finit par s’imposer parce qu’elle est soutenue de façon croissante en public ou au sein d’un groupe (“repeat something long enough and it will become true”). Dans une situation de « pensée de groupe », chaque membre d’une communauté (scientifique, par exemple) s’efforce de conformer son opinion à ce qu’il perçoit comme étant le consensus régnant autour de lui, en évitant de se demander si cette opinion est en accord avec la réalité à laquelle le groupe est censé se confronter. On reconnaît huit symptômes principaux de la « pensée de groupe »201 : • La croyance en la supériorité du groupe : lorsqu’un groupe pense qu’il est d’un niveau supérieur, il a tendance à ignorer ses propres limitations et les points faibles de sa position ; • L’illusion de l’infaillibilité : un groupe peut en venir à se percevoir comme infaillible, et il a alors tendance à réprimer, dénigrer ou moquer tout opposant ou dissident (par exemple il n’est pas rare d’entendre des ricanements alors qu’un de ceux-ci s’exprime en public ; dans certains cas, des membres du groupe vont même jusqu’à quitter ostensiblement la salle au moment où un opposant va s’exprimer) ; • La transformation de l’opposant en stéréotype : un dissident ou opposant est considéré avec des préjugés, ou caricaturé, voire calomnié ou même diabolisé, et ses affirmations qui contredisent les convictions du groupe sont ignorées ou moquées ; • La pression de la conformité : une forte pression est exercée sur les individus pour qu’ils s’alignent sur la volonté du groupe et pour qu’ils n’expriment aucun désaccord avec lui, sans quoi ils sont ostracisés, c’est-à-dire écartés des débats, voire sanctionnés ou expulsés ; • Les gardiens de la pensée : certains membres du groupe s’engagent activement à protéger le groupe de toute dissidence ou information contraire (« loi du silence », omerta) ; • L’autocensure : les membres du groupe préfèrent garder pour eux leurs opinions divergentes (s’ils en ont), plutôt que de déserter le navire ou d’en être expulsés ; • L’illusion de l’unanimité : toute dissension interne est passée sous silence, ce qui permet d’afficher une unanimité d’opinion ; • La rationalisation : un groupe est plus soudé lorsqu’il s’efforce de justifier rationnellement et collectivement ses actions et opinions. 200

« […] ‘inattention blindness’, in which people attend to one task so intently that they miss obvious things in their visual field » (ibidem). 201 http://fr.wikipedia.org/wiki/Pensée_de_groupe ; on note les analogies avec les cultures de type ecclésiastique.

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Enfin, et last but not least, le « bias blind spot » est le biais cognitif par lequel un sujet se trouve dans l’incapacité d’identifier ses propres biais cognitifs, et donc de les compenser.202

Je me permettrai d’ajouter à cette liste le « don Quixote bias » (p. 24), sous l’effet duquel on projette sur la réalité objective ce que l’on a appris à voir, que ce soit à l’université ou par ses lectures. Un paradigme trop bien assimilé tend par ce biais à induire la perception d’une « néo-réalité », conforme à ce paradigme mais pas à la réalité objective. On reconnaît sans peine, dans la liste qui précède, de nombreux biais cognitifs qui sont vraisemblablement intervenus dans les cas que j’ai détaillés dans la première partie de ce mémoire. Parmi eux, il est possible d’identifier des interprétations ad hoc, qui visent implicitement à mettre en avant ou à défendre les idées qui ont la faveur des auteurs. On a vu combien la nature des résultats de certaines recherches, et même de leurs observations de base, peut être déterminée par celle du paradigme adopté, celui-ci induisant ceux-là. Un autre biais, plus spécifique, est à signaler dans le cas des Andes Centrales. La quasitotalité des modélisations concernant les systèmes de subduction n’a pu aborder que leurs aspects tectoniques et thermiques, étant donné qu’il est pour l’instant très difficile de modéliser les transferts de matière produits par le magmatisme de subduction, notamment analogiquement. Le fait qu’on ne dispose pratiquement que de modélisations tectoniques, et d’aucune concernant le magmatisme de subduction, paraît confirmer l’interprétation tectonique du géosystème andin — ce qui constitue évidemment un biais supplémentaire. « Chacun prêchant pour sa chapelle, » il ne faut pas s’étonner que la domination des tectoniciens dans les Andes Centrales ait abouti à un discours interprétatif où la tectonique occupe le rôle prépondérant. J’ai cependant tenté de montrer dans ce mémoire que, à l’instar de la « chaîne hercynienne » (p. 15-18), le « chevauchementisme » (p. 25-43) a probablement généré une nouvelle « bulle interprétative » en généralisant indûment à l’ensemble des Andes Centrales le raccourcissement tectonique caractéristique des seules Andes Orientales. La lecture de nombreux articles publiés par des équipes qui n’avaient séjourné que brièvement dans les Andes Centrales, et la fréquentation de certains de leurs auteurs, m’ont progressivement convaincu que toute recherche conduite de cette façon ne peut être que biaisée. La mise en oeuvre d’opérations de terrain loin de son laboratoire implique en effet le financement d’un projet de recherche qui est, la plupart du temps, argumenté sur la base d’un modèle dont on suppose a priori qu’il sera confirmé par la campagne proposée.203 Après plus d’un quart de siècle d’observations, je me permets donc de suggérer qu’à certains égards les Andes Centrales ressemblent à une sorte d’« auberge espagnole » géologique, où nombre d’études semblent avoir été entreprises afin de confirmer une interprétation privilégiée dès le départ, et littéralement transportée sur le terrain pour y être « consommée » (cf. le « paradoxe de Tupiza », p. 19-24). Dans des cas de ce genre, tout semble se passer comme si la réalité était simplement sollicitée dans le but de confirmer la conviction que l’on a déjà à son sujet. Face à un tel amoncellement de biais cognitifs, il est compréhensible que l’on puisse parfois rester perplexe : leur existence, hélas indéniable, ne jette-t-elle pas une ombre désagréable sur des résultats publiés, et même sur des connaissances que nous tenons pour fermement établies ? Nous savons pourtant que dans le passé certains résultats et connaissances ont pu être légitimement remis en question. Pourquoi les nôtres seraient-ils à l’abri du même sort ? Or ces remises en cause, qui ont souvent débouché sur des progrès scientifiques sensibles, ont toujours été initialement déclenchées par la perception d’anomalies. 202

Ces informations relatives aux biais cognitifs sont pour l’essentiel inspirées de divers textes anglais et français donnés par Wikipédia en juillet et août 2008 ; une liste étendue de biais cognitifs figure notamment à l’adresse http://en.wikipedia.org/wiki/List_of_cognitive_biases . 203 On mesure ici toute la différence qui sépare cette façon d’opérer de celle que l’IRD rend possible en permettant l’implantation permanente de chercheurs dans les pays où ils poursuivent leurs recherches.

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Les anomalies comme sources de fécondité scientifique [C]itius emergit ueritas ex errore quam ex confusione […].204 Francis Bacon (1561-1626), Nouum organum (II, 20), 1620.

Tout progrès scientifique, quelle qu’en soit l’échelle, est initié par la perception d’une ou plusieurs anomalies (Kuhn, 1962). Un certain nombre d’observateurs se rend alors compte que « quelque chose cloche », et beaucoup s’en étonnent : la réalité semble en effet présenter soudain un aspect inattendu, comme si la nature se mettait à enfreindre le paradigme admis par la communauté concernée. Si la plupart, tôt ou tard, « glisse la poussière sous le tapis » — sous l’effet de divers biais cognitifs et/ou sociologiques —, un petit nombre d’entre eux continue au contraire de s’interroger et choisit éventuellement d’enquêter plus en profondeur sur le phénomène. Si l’ensemble des anomalies et des contre-exemples est confirmé et suffisamment substantiel, la perception de cette situation aboutit chez l’un ou quelques-uns d’entre eux à la conviction que le paradigme doit être modifié, ou même abandonné.205 Ces derniers s’emploient par conséquent à mettre sur pied le nouveau modèle que requiert la nécessaire continuité de l’entreprise scientifique. En plus des observations expliquées par la théorie jusqu’alors dominante, le nouveau paradigme doit rendre compte des anomalies et des contre-exemples que l’antérieur était incapable d’expliquer. L’adoption du nouveau paradigme, qui se produit parfois longtemps après, se manifeste par le fait que les « anomalies » initiales sont désormais perçues comme des éléments « normaux » du système en question : les scientifiques observent maintenant celui-ci depuis un autre point de vue, d’où ces éléments se comprennent désormais de façon cohérente, c’est-à-dire satisfaisante pour leur esprit. Pour un spécialiste des Sciences de la Terre, l’exemple de la tectonique des plaques vient immédiatement à l’esprit, car il illustre particulièrement bien ce scénario. Il faut retenir de ceci que c’est l’identification de désaccords entre la réalité et le discours paradigmatique censé en rendre compte qui ouvre la « voie royale » conduisant au progrès scientifique — lequel implique toujours une innovation intellectuelle (Kuhn, 1962). Si aucune anomalie n’était détectée, il n’y aurait évidemment pas de raison de chercher à améliorer ou résoudre quoi que ce soit. Une fois identifié en quoi consiste le paradigme en vigueur, s’efforcer de détecter des anomalies, voire des « bulles interprétatives »206, puis, le cas échéant, concentrer ses recherches sur « ce qui ne colle pas » constitue une « méthode » simple susceptible à terme de contribuer à un progrès scientifique — et d’échapper éventuellement à l’ornière d’un paradigme. Dans un semblable processus créatif, l’étincelle lumineuse provient donc d’une confrontation entre paradigme et anomalie(s). L’entreprise requiert ensuite une « déconstruction » du paradigme désormais sur la sellette — laquelle nécessite d’identifier les biais cognitifs susceptibles d’avoir été ou d’être à l’oeuvre —, ainsi qu’une « reconstruction » qui fait appel à toutes les données robustes disponibles. Une telle démarche, on l’aura compris, est cependant aux antipodes de ce qui est assez couramment pratiqué, du moins en Sciences de la Terre. Au lieu de « glisser la poussière sous le tapis », la « méthode » préconisée ici recommande au contraire de l’en exhumer pour l’examiner en plein jour avec la plus grande attention, et de l’intégrer avec les autres éléments dans un nouveau paradigme. C’est ce que je me suis efforcé d’illustrer dans ce mémoire. 204

« La vérité émerge plus rapidement de l’erreur que de la confusion. » Cela suppose un esprit critique développé, et suffisamment d’audace pour oser s’attaquer au paradigme privilégié par l’establishment scientifique. 206 La perspective de l’éclatement d’une « bulle interprétative » menace implicitement la « fortune » de tous ceux qui s’y étaient « investis » par leurs travaux, et c’est pourquoi ces derniers sont généralement ceux qui font preuve des résistances les plus acharnées. 205

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Chronique d’une controverse annoncée Un homme sage ni ne se laisse gouverner, ni ne cherche à gouverner les autres : il veut que la raison gouverne seule, et toujours. Jean de La Bruyère (1645-1696), Les Caractères, sixième édition (Du coeur, 71), 1691. Le courage, c’est d’être tout ensemble et quel que soit le métier, un praticien et un philosophe. […] Le courage, c’est […] d’explorer la complexité presque infinie des faits et des détails, et cependant d’éclairer cette réalité énorme et confuse par des idées générales […]. Le courage, c’est de chercher la vérité et de la dire ; c’est de ne pas subir la loi du mensonge triomphant qui passe […]. Jean Jaurès (1859-1914), Discours à la jeunesse, Lycée d’Albi, 1903.

Le lecteur aura sans doute déjà compris que ce long mémoire m’a fourni une occasion et un support commodes pour développer en détail un « nouveau » paradigme géologique pour les Andes Centrales. J’ai aussi tenté d’illustrer concrètement quelles peuvent être certaines questions plus « anthropologiques » qui attendent celui ou celle qui souhaite « diriger des recherches » innovantes en Sciences de la Terre. Après avoir identifié le paradigme actuellement dominant et montré en quoi il est contredit par plusieurs aspects de la réalité géologique, j’ai construit par une démarche inductive207 un modèle qui tente de rendre compte de l’ensemble des données robustes, en faisant notamment appel à l’histoire géologique de l’orocline des Andes Centrales. J’ai rappelé que l’épaisseur crustale est maximale dans des régions magmatiques, notamment sous l’arc principal — où le raccourcissement tectonique est insuffisant à l’expliquer —, et j’ai montré que les étapes de l’orogenèse ont chronologiquement coïncidé avec des phénomènes magmatiques spécifiques. Ces correspondances géographiques et chronologiques plaident fortement en faveur d’une origine magmatique de l’épaississement crustal dans la moitié occidentale de l’orocline des Andes Centrales (CAO), ce qui implique une réinterprétation radicale de cet orogène. J’ai ensuite identifié que l’arc et surtout l’arrière-arc des géosystèmes de subduction sont épisodiquement affectés par des remontées asthénosphériques, sous forme de panaches de subduction, qui produisent des magmas mafiques en abondance et peuvent ainsi participer considérablement à l’épaississement de leur croûte : c’est apparemment un phénomène de ce type qui a été à l’origine de l’orogenèse majeure dans le CAO à partir de 30 Ma. En outre, la composition de la croûte continentale de diverses régions du globe (e.g., Albarède, 1998 ; Stein & Ben-Avraham, 2007) rend vraisemblable que ce phénomène encore méconnu est intervenu dans sa genèse. Ceci tend à confirmer que la croûte continentale a principalement été produite dans des systèmes de subduction au cours des temps géologiques, en fait par la conjonction de deux processus magmatiques aux caractéristiques contrastées (p. 127-138). Le fait que les Andes Centrales représentent un cas récent de croissance crustale dans un arc continental vient donc éclairer de façon originale la problématique de la genèse de la croûte continentale, qui était abordée jusqu’ici par une tout autre communauté géologique. Ce faisant, j’espère avoir aussi montré combien il est avantageux de s’efforcer de placer son travail de recherche dans un cadre « épistémologique » au sens large — c’est-à-dire relevant de l’« anthropologie des sciences » —, en raison du recul bénéfique que ce décentrage confère à la démarche inductive et à ses raisonnements. Adopter un regard distancié, même si c’est celui d’un néophyte en la matière, permet en effet de mieux détecter les anomalies et les biais 207

C’est-à-dire en partant des faits et observations de base pour élaborer des énoncés de plus en plus généraux.

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cognitifs (et même les « bulles interprétatives »), de distinguer les enjeux (tant scientifiques que sociologiques), et ainsi d’anticiper, en plus des légitimes observations critiques d’ordre strictement scientifique, les résistances dont les racines sont d’ordre plus « anthropologique ». C’est cette démarche qui m’a permis de surmonter les convictions qui étaient les miennes il y a encore une petite dizaine d’année, et que je crois aujourd’hui erronées. J’en viens ainsi à penser qu’en appeler à l’« anthropologie des sciences », quasiment en temps réel, est susceptible de guider et de soutenir le travail du chercheur, en particulier dans des disciplines non expérimentales, comme les nôtres, qui produisent des récits historiques, et où les traditions s’installent vite en induisant souvent des inerties durables.208 Il me semble qu’une telle approche est de nature à produire une stimulation intellectuelle de la recherche, ainsi que de l’enseignement, et qu’elle est donc utile quand il s’agit de « diriger des recherches ». Le regard « épistémologique » est celui que la science pose sur elle-même, et l’approche que j’ai empruntée dans ce mémoire fournit une occasion de nous interroger sur notre fonctionnement en tant que scientifiques. Il est plus qu’évident que la recherche, au sens véritable, ne peut consister à décliner éternellement et à l’infini les mêmes convictions alors même que des faits bien établis les contredisent. Sa raison d’être est, au contraire, d’enrichir les connaissances en améliorant leur capacité à rendre fidèlement compte de la réalité, entreprise qui naît de la perception de contradictions et d’anomalies. En faisant preuve de vigilance intellectuelle, en portant un regard critique sur nous-mêmes, nous empêchons notre activité de verser dans une « science de routine », voire dans la scolastique — l’éternel travers qui menace toute discipline académique, et qui en abaisse toujours le niveau. Ce regard démonte aussi les verrous qui pourraient quasi mécaniquement s’opposer à toute innovation conceptuelle. Une telle approche permet de faire comprendre qu’une question mérite d’être envisagée sous un autre angle, et parfois d’être reconsidérée radicalement. Mais défendre une réinterprétation fondée de quelque phénomène que ce soit n’est jamais une entreprise facile, en particulier parce que cela implique que de nombreux spécialistes à la réputation établie auraient suivi jusque là un chemin erroné. Quels que soient les arguments objectifs avancés, on conçoit aisément que les résistances puissent parfois être grandes et se multiplier en réseau à la faveur du jeu des relations humaines. L’histoire des sciences montre que les défenseurs d’un modèle « officiel », c’est-à-dire dominant, forment parfois une majorité puissante et veillent parfois à entretenir les dogmes au sein desquels ils ont bâti leur carrière, voire fait leurs études. Pourtant il ne faut pas s’étonner qu’un modèle doive être abandonné lorsqu’il n’est pas capable d’expliquer de façon suffisamment satisfaisante l’ensemble des données disponibles. Au regard de l’histoire des sciences, un changement de paradigme apparaît désormais comme un évènement somme toute assez récurrent dans l’évolution des connaissances scientifiques, dans quelque discipline que ce soit (e.g., Hallam, 1989). En matière scientifique, une question évidemment importante est celle de la valeur des discours que nous produisons sur la réalité : Les descriptions que nous en donnons sont-elles pertinentes ? Nos observations et nos interprétations rendent-elles bien compte de cette réalité ? Les processus que nous pensons avoir été à l’œuvre sont-ils correctement identifiés ? Les histoires que nous croyons reconstituer ont-elles bien eu lieu ? En bref : les explications que nous proposons de la réalité sont-elles correctes ? Ou bien sont-elles comme un voile que la tradition a étendu par-dessus209? Or les Sciences de la Terre — qui sont des « sciences 208

L’orientation donnée pendant la dernière décennie à la recherche française dans les Andes n’est pas sans évoquer — toutes proportions gardées ! — une version andine du « syndrome de Lord Kelvin », que l’on pourrait paraphraser ainsi : « Il n’y a plus rien de nouveau à découvrir en géologie andine : il ne reste plus qu’à faire des mesures de plus en plus précises » (voir les notes 46 [p. 31] et 121 [p. 142]). 209 Si l’on poursuit cette comparaison, le type de recherche préconisé dans ce mémoire revient de fait à s’efforcer de soulever ce voile (cf. p. 3).

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dures » appliquées — ont un « talon d’Achille » : du fait de la multiplicité, de l’échelle, et de la concomitance complexe des phénomènes qui sont de leur ressort, les approches expérimentales non réductrices sont en effet impossibles, et nombre de résultats — et de discours — ne sont pas reproductibles. Ceci fait que la même réalité peut ne pas recevoir la même explication, ni même la même description (e.g., p. 19-24), et la littérature fourmille ainsi d’interprétations ad hoc, orientées par un paradigme, une tradition, ou une conviction, et qui en fait visent implicitement à mettre en avant ou à confirmer les idées qui ont la faveur des auteurs. Dans son ensemble, cette tendance est révélatrice de la grande susceptibilité des Sciences de la Terre aux biais cognitifs et « sociologiques » de toutes sortes (p. 9-60). Face à la complexité de certains systèmes géologiques, il est donc préférable de se garder des automatismes propres aux différentes disciplines des Sciences de la Terre, et de s’attacher à prendre du recul par une réflexion qui en dépasse les cadres trop étroits. Il semble fondamental de ne pas découper un problème en tranches de façon à faire coïncider celles-ci avec les disciplines académiques et les paradigmes qui les régissent, mais au contraire d’aborder une question complexe dans son ensemble. Il est donc souhaitable de parler « toutes les langues » des Sciences de la Terre, et de faire en sorte que même ceux qui se cantonnent à une ou quelques disciplines ne manquent pas d’échanger avec les autres disciplines. Un bref regard historique sur la géologie des Andes Centrales montre ainsi que leur étude a été initialement abordée par des stratigraphes (e.g., Steinmann, 1929), qui, en croyant lire des « phases tectoniques » dans l’enregistrement sédimentaire, selon une conception alors en vogue, ont ouvert la voie aux tectoniciens, dont l’activité croissante a abouti de fait à une mainmise sur l’orogène. Cette domination a généré une masse impressionnante de données et de résultats, mais, comme l’a montré Kuhn (1962) pour toutes les sciences, la production de ces connaissances a très fréquemment été orientée par les paradigmes dominants, c’est-à-dire par le concept de « phases tectoniques andines » jusque vers le milieu des années 1980, et par le paradigme molnarien et le modèle isacksien depuis. L’indéniable mainmise des tectoniciens sur les Andes Centrales illustre comment une discipline peut s’emparer d’un sujet. J’ai illustré que l’étude géologique de l’orogène a été clairement dominée par le paradigme stillien puis par le paradigme molnarien (p. 10-60). C’est sans doute le fait que, historiquement, les tectoniciens ont d’abord étudié des orogènes tels que les Alpes, les Pyrénées, les Calédonides, les Appalaches, etc., qui probablement explique l’inférence que tous les grands orogènes résulteraient de raccourcissements. Le fait que les géochimistes ont depuis longtemps explicitement situé la croissance de la croûte continentale dans les « orogènes d’arc » (e.g., Taylor, 1967) ne semble pas avoir rencontré beaucoup d’échos dans la communauté des tectoniciens : de fait peu d’entre eux, et encore moins dans les Andes, semblent s’être intéressés aux conséquences tectoniques de cet autre paradigme, c’est-à-dire aux phénomènes tectoniques induits par la croissance de la croûte continentale dans les géosystèmes de subduction. Il semble pourtant qu’explorer plus à fond ces relations constituerait une entreprise intéressante, qui pourrait ouvrir sur des résultats innovants. Si l’on analyse avec attention les publications « fondatrices » du paradigme en vigueur dans les Andes Centrales (e.g., Suárez et al., 1983 ; Lyon-Caen et al., 1985 ; Isacks, 1988), on s’aperçoit que la thèse qu’elles défendent repose sur bien peu de faits concrets : l’idée que les Andes Centrales résultent d’un raccourcissement crustal a en effet été argumentée sur la base de quelques mécanismes focaux compressifs par Suárez, Molnar & Burchfiel, et de quelques anomalies gravimétriques par Lyon-Caen, Molnar & Suárez,210 tandis que Isacks (1988) admettait qu’il ne faisait qu’« explorer » 211 cette hypothèse. Cette faiblesse de l’argumentation strictement scientifique illustre en fait combien ces auteurs favorisaient a priori l’idée que les Andes Centrales résultent, comme tant d’autres orogènes, d’un raccourcissement crustal. On 210 211

Qui concluent que « […] the Andes may have been built mostly by crustal shortening. » Texte cité p. 13.

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conçoit qu’à cette époque il semblait certainement séduisant de suggérer des parallèles entre deux orogènes impressionnants tous deux caractérisés par un haut-plateau étendu : l’HimalayaTibet, qui obsédait alors les esprits, et les Andes Centrales. Ce forçage en faveur d’une hypothèse alors séduisante semble cependant avoir induit la « bulle interprétative » que je me suis efforcé de mettre en évidence dans ce mémoire. Le fait qu’elle a été soutenue par des auteurs prestigieux, membres éminents de ce qui serait une sorte de nomenklatura internationale des géosciences, en explique probablement le succès. Ceci illustre un phénomène sociologique assez général, à savoir que c’est parfois le prestige ou la notoriété qui emporte l’adhésion à une théorie, et non l’exactitude ou la logique des faits (e.g., Hallam, 1989). Il faut toutefois souligner que Isacks (1988), tout en privilégiant le raccourcissement tectonique, invoquait déjà une remontée de l’asthénosphère qui, en abaissant thermiquement les seuils rhéologiques, aurait permis au raccourcissement de se propager sous l’effet de la convergence. Mais il n’envisageait ni la cause ni les effets magmatiques d’un tel processus, et encore moins ses conséquences en termes de transferts de matière du manteau vers la croûte.

Dans cette optique historique, il paraît satisfaisant que les recherches concernant cet orogène tendent aujourd’hui à évoluer dans le sens d’une vision « intégrée » d’un géosystème unique. En effet, il y a tout à attendre d’approches interdisciplinaires qui seraient conduites dans un cadre où processus tectoniques et magmatiques sont envisagés comme deux aspects complémentaires d’un même système orogénique évoluant au cours du temps (Sempere et al., 2008). L’articulation interdisciplinaire de données modernes, obtenues indépendamment de tout présupposé, avec les données fiables plus anciennes sera en mesure de confirmer (ou non) l’interprétation des Andes Centrales proposée ici, et d’en généraliser (ou non) les conclusions concernant les processus d’épaississement et de croissance crustale dans les arcs continentaux. On peut aussi en attendre une amélioration de notre compréhension des phénomènes lithosphériques qui déterminent l’évolution des bassins, des déformations et du magmatisme observés dans la croûte supérieure de ce type d’orogène. La thèse développée dans ce mémoire rejoint et précise des modèles précurseurs212, et s’accorde de façon apparemment satisfaisante avec des recherches complètement indépendantes concernant la genèse de la croûte continentale. Bien qu’il ne soit donc pas entièrement « révolutionnaire », le changement de paradigme que je propose implique d’envisager les Andes Centrales sous un angle radicalement différent de l’optique largement tectonique dans laquelle il a presque exclusivement été considéré jusqu’ici, puisque le raccourcissement de la moitié est de l’orogène apparaît désormais comme une conséquence de l’épaississement, et non plus comme sa cause. Il est cependant probable que les esprits persuadés que l’épaississement crustal des Andes Centrales résulte d’un raccourcissement imposé par la convergence (ce qui résume le paradigme actuellement dominant) seront heurtés par l’idée que le raccourcissement tectonique caractéristique des Andes Orientales, et l’orogène lui-même, puissent être principalement une conséquence d’un épaississement crustal magmatique des Andes Occidentales. C’est pourquoi il y a fort à parier que ce « nouveau paradigme » n’entraînera pas immédiatement l’adhésion des géologues andins les plus attachés à la tradition dominante. Mais un tel phénomène de résistance est classique dans l’histoire des sciences, et notamment en Sciences de la Terre du fait que celles-ci produisent des lectures de la réalité qui ne sont pas reproductibles expérimentalement. J’ai cependant bon espoir qu’à terme les nombreux esprits ouverts qui s’intéressent aux Andes Centrales sauront eux aussi porter leur attention sur l’ensemble des faits attestés pour remonter inductivement vers des conclusions similaires aux miennes.

212

E.g., James, 1971b ; Brown, 1977 ; Kono et al., 1989 ; James & Sacks, 1999.

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Gilbert Garcin (1929- ), La certitude, 2002.

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Glossaire Néologismes (dans l’ordre chronologique de leur apparition dans l’étude géologique des Andes Centrales)

Paradigme stillien Selon ce paradigme (Stille, 1924), l’histoire orogénique de la planète a été rythmée par des « phases tectoniques » compressives, de courte durée, dont les effets sont enregistrés dans la stratigraphie sous forme de discordances, angulaires ou non. Ce paradigme a été adapté au cas des Andes Centrales par Steinmann (1929).

« Phasisme » École de pensée selon laquelle les Andes Centrales (et du Sud) ont été édifiées par une succession de « phases tectoniques » compressives de courte durée — conformément au paradigme stillien. Bien que tombé aujourd’hui en relative désuétude, le « phasisme » a produit une abondante littérature jusque vers 1990, et survit dans l’« insconscient collectif » de beaucoup de géologues andins ; il reste généralement enseigné dans la plupart des universités des pays andins.

Paradigme molnarien Selon ce paradigme, « pratiquement toutes les principales chaînes de montagnes du monde résultent d’un raccourcissement crustal » (« virtually all major mountain ranges in the world are a consequence of crustal shortening » ; Molnar & Lyon-Caen, 1988). Son application au cas des Andes Centrales a été publiée dès 1983 par Suárez, Molnar & Burchfiel.

Modèle isacksien Ce terme fait référence au modèle proposé par Isacks en 1988, et aux interprétations qui s’en inspirent. Il s’agit en quelque sorte d’une version élaborée du paradigme molnarien appliquée aux Andes Centrales. Selon ce modèle, cet orogène résulte d’un raccourcissement tectonique rendu possible par un affaiblissement thermique de la croûte, causé par une remontée de l’asthénosphère dans le coin mantellique.

« Chevauchementisme » École de pensée selon laquelle l’ensemble des Andes Centrales a été édifié par la propagation de chevauchements — conformément au paradigme molnarien et à l’aspect tectonique du modèle isacksien. Pour cette tradition aujourd’hui dominante, la grande majorité des failles observables dans l’orogène sont des chevauchements. Pour certains de ses partisans, la structure tectonique des Andes Centrales serait correctement décrite par des constructions graphiques supposées « équilibrées », qui prétendent rendre compte de leur origine par raccourcissement.

Archaïsme Dans la phrase de Montaigne citée p. 3, « quant et soy » signifie « en elle-même ».

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A Cenozoic case of crustal growth in a continental arc: The Central Andes revisited