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TABLE DES MATIÈRES 

Résumé i 

Abstract iii 

Introduction v 

1 Le Bloc Marginal au Nord Chili, témoin d’une déformation permanente 

récente (


1.2.5.6 Structure du bassin andin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 

1.2.6 Synthèse sur les caractéristiques du Bloc Marginal . . . . . . . . . . . 56 

1.3 Les marqueurs d’une déformation récente du Bloc Marginal . . . . . . . . . . 59 

1.3.1 La falaise de l’Escarpement Côtier . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59 

1.3.1.1 Origine érosive . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61 

1.3.1.2 Origine tectonique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62 

1.3.1.3 Âge de formation de l’Escarpement Côtier . . . . . . . . . . 66 

1.3.1.4 Synthèse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68 

1.3.2 Les profondes incisions du Bloc Marginal . . . . . . . . . . . . . . . . 69 

1.3.2.1 Origine tectonique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69 

1.3.2.2 Origine climatique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71 

1.3.2.3 Âge d’initiation des incisions . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73 

1.3.2.4 Synthèse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76 

1.4 Déformation côtière récente du Bloc Marginal et relation avec les processus de 

subduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80 

1.4.1 Les terrasses marines, marqueurs d’une surrection côtière récente . . . 80 

1.4.2 Les taux de soulèvement sur la côte péruvo chilienne au cours du Qua- 

ternaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83 

1.4.3 Les mécanismes de surrection en relation avec les processus de subduction 86 

1.5 Synthèse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88 

2 Surrection tectonique récente du Bloc Marginal au Nord Chili 91 

4 

2.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91 

2.2 Conditions paléo-climatiques de la mise en place de l’Escarpement Côtier et 

des incisions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92 

2.3 Analyse morphologique 3D du Bloc Marginal . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97 

2.3.1 Caractérisation morphologique d’ensemble : méthode et résultats . . . 97 

2.3.2 La surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal : marqueur de la 

topographie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104 

2.3.3 L’Escarpement Côtier : trait morphologique majeur . . . . . . . . . . 108


2.4 Analyse du système de drainage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 

2.4.1 Méthode d’analyse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 

2.4.2 Comportement des cours d’eau du Nord Chili . . . . . . . . . . . . . . 115 

2.4.3 Caractérisation des bassins versants . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120 

2.5 Caractérisation d’une déformation de surface long terme du Bloc Marginal . . 122 

2.5.1 Mise en évidence d’un changement relatif de niveau de base . . . . . . 122 

2.5.2 Origine du changement de niveau de base . . . . . . . . . . . . . . . . 125 

2.5.3 Âge de surrection de la marche côtière . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127 

2.5.4 Facteur secondaire d’évolution du développement du réseau hydrogra- 

phique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131 

2.6 Conclusions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132 

3 Modélisation de l’évolution morphologique du Bloc Marginal au Nord 

Chili depuis les 7 derniers millions d’années 135 

3.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135 

3.2 Conditions aux limites des modélisations . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141 

3.3 Résultats des modélisations . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 144 

3.3.1 Informations contenues dans les résultats . . . . . . . . . . . . . . . . 144 

3.3.2 Surrection et variation climatique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 146 

3.4 Comparaison aux réseaux du Nord Chili . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149 

3.5 Limitations des conditions expérimentales utilisées . . . . . . . . . . . . . . . 151 

3.5.1 Influence de la largeur du bassin sédimentaire . . . . . . . . . . . . . . 151 

3.5.2 Taux de précipitations actuels vs climat sur les 10 derniers Ma . . . . 152 

3.6 Âge et mode d’incision . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155 

3.6.1 Soulèvement plus ancien et/ou plus rapide au Nord (18˚30’S) . . . . . 155 

3.6.2 Débordement du bassin sédimentaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156 

3.7 Conclusions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 159 

3.8 Annexes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162 

3.8.1 Principes, lois et paramètres du modèle d’évolution de paysage APERO 162 

3.8.1.1 Principe du modèle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162 

5


3.8.1.2 Lois physiques du modèle APERO . . . . . . . . . . . . . . . 162 

3.8.1.3 Paramètres du modèle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 164 

3.8.2 Tests et contraintes des paramètres du modèle APERO . . . . . . . . 169 

3.8.2.1 Effet du coefficient de transport alluvial . . . . . . . . . . . . 169 

3.8.2.2 Effet du coefficient d’érosion du socle . . . . . . . . . . . . . 171 

3.8.2.3 Effet du coefficient de diffusion des sédiments . . . . . . . . . 173 

3.8.2.4 Effet du coefficient de diffusion du socle . . . . . . . . . . . . 178 

3.8.3 Synthèse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 180 

Conclusions générales 182 

A Données de précipitations TRMM 189 

B Cartes de taux de précipitations et Hiver bolivien 191 

B.1 Taux de précipitations dans les Andes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 191 

B.2 Hiver bolivien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193 

C Extraction et traitement des profils longitudinaux de rivière 197 

C.1 Méthode d’extraction des profils de rivières . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197 

C.1.1 Données brutes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197 

C.1.2 Données traitées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 200 

C.2 Représentation des profils longitudinaux et profils projetés . . . . . . . . . . . 203 

D Datations 40 Ar/ 39 Ar 205 

E Stacks Nord/Sud Basse Résolution 207 

F Stacks Nord/Sud Haute Résolution de la marge andine au Nord Chili 209 

Bibliographie 211 

6

TABLE DES FIGURES 

1 Planisphère et localisation des zones de subduction et des chaînes de montagnes vi 

2 Profils topographiques au travers des zones de subduction et collision . . . . . vii 

3 Subductions type Mariannes & type Chili . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . viii 

4 Géométrie et mécanismes de déformation de la partie orientale de la chaîne 

andine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ix 

5 Exemples de modèles proposés pour la déformation de la partie occidentale de 

la chaîne andine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . x 

6 Modèle tectonique d’édification de l’orogène andin par auto-accrétion . . . . . xi 

7 Unités morpho-structurales du Bloc Marginal . . . . . . . . . . . . . . . . . . xiii 

8 Vue aérienne du Bloc Marginal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xv 

1.1 Carte topographique des Andes Centrales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2 

1.2 Profil topographique et structures crustales à 19˚55’S . . . . . . . . . . . . . 3 

1.3 Profil topographique et structures crustales à 33˚28’S . . . . . . . . . . . . . 5 

1.4 Carte topographique du Nord Chili entre 18˚S et 26˚S (données SRTM3) . . 7 

1.5 Coupe au travers des Andes Centrales à 21˚S. . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 

1.6 Unités d’âge Mésozoïque fortement déformées observées dans la Quebrada Gua- 

tacondo (20˚56’S) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 

1.7 Chevrons dans la Quebrada Guatacondo (20˚56’S) . . . . . . . . . . . . . . . 11 

7


8 

1.8 Pli couché à vergence ouest dans les unités d’âge Mésozoïque, Guatacondo 

(20˚56’S) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 

1.9 Coupe géologique de la région de Guatacondo . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 

1.10 Géométrie de l’interface de subduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 

1.11 Données géophysiques permettant d’établir les caractéristiques du Bloc Marginal 16 

1.12 Système de subduction contraint par les données géophysiques . . . . . . . . 18 

1.13 Couplage sur la subduction et déformation verticale caractérisés par la géodésie 

spatiale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 

1.14 Carte géologique du Bloc Marginal au Nord Chili . . . . . . . . . . . . . . . . 22 

1.15 Profils sismiques imageant la marge continentale au Nord Chili . . . . . . . . 24 

1.16 Photographie de la surface de la pénéplaine d’Atacama, au Nord Chili . . . . 26 

1.17 Corrélation stratigraphique des unités volcano sédimentaires d’âge Tertiaire 

du bassin de la Pampa Del Tamarugal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 

1.18 Coupes géologiques du Bassin Andin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29 

1.19 Carte géologique de la région de Vitor . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 

1.20 Planche de photographies de la région de Vitor . . . . . . . . . . . . . . . . . 34 

1.21 Carte géologique de la région de Camarones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36 

1.22 Planche de photographies de la région de Camarones . . . . . . . . . . . . . . 38 

1.23 Carte géologique de la région de Tiliviche/Tana . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 

1.24 Planche de photographies de la région de Tiliviche/Tana . . . . . . . . . . . . 42 

1.25 Carte géologique de la région du Loa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44 

1.26 Planche de photographies de la région du Loa . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47 

1.27 Carte géologique de la région de la Péninsule de Mejillones . . . . . . . . . . . 49 

1.28 Planche de photographies de la région de la Péninsule de Mejillones . . . . . . 50 

1.29 Carte des principales structures tectoniques de la région de la Péninsule de 

Mejillones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51 

1.30 Structures tectoniques en mer au large de la Péninsule de Mejillones et de la 

ville d’Antofagasta . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53


1.31 Coupes géologiques schématiques représentatives de la géologie du Bloc Mar- 

ginal à différentes échelles . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55 

1.32 Erosion tectonique de la marge au Nord Chili . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57 

1.33 Modèles de déformation de la marge continentale au Nord Chili . . . . . . . . 58 

1.34 Stack et photographies de l’Escarpement Côtier . . . . . . . . . . . . . . . . . 60 

1.35 Evolution morphologique du Bloc Marginal d’après l’hypothèse érosive . . . . 63 

1.36 Evolution morphologique du Bloc Marginal d’après l’hypothèse tectonique . . 65 

1.37 Photographies d’un petit bassin sédimentaire perché sur l’Escarpement Côtier 67 

1.38 Swath de profils topographiques Est/Ouest au Nord Chili . . . . . . . . . . . 70 

1.39 Surface érodée et ancienne de la Cordillère Côtière et incision contrastée de la 

rivière Tana/Tiliviche . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72 

1.40 Carte géologique simplifiée de la région de la Quebrada Loa et coupes géolo- 

giques correspondantes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75 

1.41 Implication de l’évolution morpho-tectonique de la marge andine au Nord Chili 

par caractérisation du drainage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78 

1.42 Terrasses marines de la baie de Chala, Pérou . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81 

1.43 Principe de formation et de préservation des terrasses marines . . . . . . . . . 82 

1.44 Paramètres influençant la préservation des terrasses marines . . . . . . . . . . 83 

1.45 Taux de soulèvement des côtes péruvienne et chilienne . . . . . . . . . . . . . 85 

1.46 Mécanisme du soulèvement de la côte en lien avec les processus de subduction 87 

1.47 Coupe géologique synthétisant le contexte de notre étude . . . . . . . . . . . 89 

2.1 Taux de précipitations moyens annuels et relief de l’Amérique du Sud à la 

même échelle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93 

2.2 Carte des taux de précipitations moyens annuels (données TRMM2B31) . . . 94 

2.3 Evolution Nord/Sud des précipitations au Nord Chili . . . . . . . . . . . . . . 95 

2.4 Principe de réalisation d’un stack de profils topographiques . . . . . . . . . . 97 

2.5 Morphologie 3D de la marge andine entre 18˚S et 34˚S : stack basse résolution 

(données SRTM 30+) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99 

9


10 

2.6 Profils topographiques Est/Ouest imageant la morphologie de la marge andine 

au Nord Chili . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101 

2.7 Vues 3D de la marge continentale du Chili (données SRTM 30+) . . . . . . . 102 

2.8 Morphologie 3D de la partie émergée de la marge andine entre 18˚S et 26˚S : 

stack Haute Résolution (données SRTM3) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103 

2.9 Agrandissements du stack Haute Résolution de la partie Nord Chili . . . . . . 105 

2.10 Carte topographique de la région étudiée localisant les principales surfaces 

identifiées grâce aux stacks de profils topographiques . . . . . . . . . . . . . . 106 

2.11 Cartes de pente de la région étudiée . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107 

2.12 Mise en évidence de l’Escarpement Côtier par le stack de profils topographiques 

Nord/Sud . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109 

2.13 Stack de profils topographiques Nord/Sud et photographie aérienne de la côte 

chilienne entre 18˚50’S et 19˚20’S . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110 


chilienne entre 21˚S et 22˚S . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111 


chilienne entre 22˚S et 22˚50’S. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112 

2.16 Carte topographique du Nord Chili avec la localisation des profils de rivières 

étudiés (données SRTM3) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117 

2.17 Classement des profils longitudinaux de rivières du Bloc Marginal du Nord 

Chili selon trois comportements. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 118 

2.18 Profils de rivières projetés . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119 

2.19 Localisation des limites des bassins versants (données SRTM3) . . . . . . . . 121 

2.20 Evolution de l’aire des bassins versants en fonction de la latitude. . . . . . . 122 

2.21 Photographies aériennes de la marche côtière . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123 

2.22 Synthèse des différents comportements de rivières observés au Nord Chili et 

mise en évidence d’un changement de niveau de base . . . . . . . . . . . . . . 125 

2.23 Carte géologique simplifiée de la région du Salar de Llamara (21˚S) et coupe 

synthétique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 129


2.24 Localisations d’échantillonnages des dépôts permettant de contraindre l’âge de 

la formation Soledad ainsi que l’incision de la région de Quillagua Llamara . . 130 

2.25 Relation entre l’aire des bassins versants et le profil de précipitations moyen 

de la zone étudiée en fonction de la latitude . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132 

2.26 Evolution morpho-tectonique du Bloc Marginal au Nord Chili depuis les 30 

derniers millions d’années . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 134 

3.1 Incision du bord occidental des Andes Centrales du Sud Pérou au Nord Chili, 

entre 13˚S et 26˚S. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136 

3.2 Différence de développement des réseaux hydrographiques entre 18˚37’S et 

21˚07’S . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 139 

3.3 Variations spatiales de la répartition des taux de précipitations entre 17˚40’S 

à 22˚40’S. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 140 

3.4 Conditions initiales du test de l’influence des précipitations sur le développe- 

ment et la connexion des rivières incisant le bord occidental de l’Altiplano avec 

l’Océan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143 

3.5 Extraction d’informations à partir des résultats des modélisations APERO . . 145 

3.6 Développement des réseaux hydrographiques sur une topographie en surrection 

soumise à un taux de précipitations precip-110-0 pour différentes lithologies . 147 

3.7 Développement des réseaux hydrographiques sur une topographie en surrection 

soumise à un taux de précipitations precip-140-0 pour différentes lithologies . 148 

3.8 Influence de l’augmentation des taux de précipitations sur la connexion des 

réseaux avec l’océan : interprétation des résultats. . . . . . . . . . . . . . . . . 150 

3.9 Conditions initiales du test de l’influence de la largeur du bassin de la Pampa 

Del Tamarugal sur le développement et la connexion des rivières incisant le 

bord occidental de l’Altiplano avec l’Océan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153 

3.10 Influence de la largeur du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur la connexion 

des réseaux avec l’océan : résultats et interprétation . . . . . . . . . . . . . . 154 

11


12 

3.11 Conditions initiales du test de la position déjà haute du niveau de base de 

la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur le développement et la 

connexion des rivières incisant le bord occidental de l’Altiplano avec l’Océan . 158 

3.12 Influence de la position déjà haute du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur 

la connexion des réseaux avec l’océan : résultats et interprétation . . . . . . . 160 

3.13 Influence du coefficient de transport alluvial pour un taux de précipitations 

correspondant au profil precip-110-0 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172 

3.14 Influence du paramètre d’érosion dans la loi d’érosion du socle pour un taux 

précipitations correspondant au profil precip-110-0 . . . . . . . . . . . . . . . 174 





3.17 Influence du coefficient de diffusion des sédiments pour un taux de précipita- 

tions correspondant au profil precip-110-0 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 177 

3.18 Influence du taux de précipitations sur la valeur du coefficient de diffusion des 

sédiments de κsed =10e -02 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 178 

3.19 Influence du coefficient de diffusion du socle pour un taux de précipitations 

correspondant au profil precip-110-0 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 179 

3.20 Influence du taux de précipitations sur la valeur du coefficient de diffusion du 

socle pour une valeur de κbr=1e -02 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 180 

I Coupe géologique grande échelle du Bloc Marginal présentant les principaux 

résultats de cette étude . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 186 

II Propagation de la déformation au travers des Andes Centrales . . . . . . . . . 188 

B.1 Répartition bimodale des précipitations à l’échelle de l’Amérique du Sud . . . 192 

B.2 Taux de précipitations annuels entre 1998 et 2006 pour les Andes Centrales . 193 

B.3 Taux de précipitations mensuels moyennés sur la période 1998/2006 pour les 

Andes Centrales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195


B.4 Répartition des taux de précipitations dans les Andes Centrales : effet de l’Hi- 

ver Bolivien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 196 

C.1 Plateaux artificiels introduits par le logiciel RiverTools . . . . . . . . . . . . . 198 

C.2 Traitements appliqués aux profils bruts extraits manuellement (données AS- 

TER et SRTM) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199 

C.3 Tableau des paramètres de traitement des profils de rivière par les ondelettes 202 

C.4 Comparaison entre le lissage manuel et celui obtenu par ondelettes sur la 

moyenne glissante . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 202 

C.5 "Faux" knickpoint dû à la projection des profils longitudinaux. . . . . . . . . . 204 

E.1 Stack Nord/Sud Basse Résolution de la marge andine au Nord Chili . . . . . 207 

F.1 Stack Nord/Sud Haute Résolution de la marge andine au Nord Chili . . . . . 209 

13


14

LISTE DES TABLEAUX 

3.1 Table présentant les paramètres utilisés pour les tests de sensibilité (exp180 à 

exp199) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165 


exp219) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166 


exp239) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 167 


exp280) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 168 

D.1 Table des âges estimés par datation 40 Ar/ 39 Ar à partir des échantillons Vi4 et 

Vi5 prélevés sur le terrain . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205 

D.2 Table des âges estimés par datation 40 Ar/ 39 Ar à partir des échantillons Mo3, 

Mo4, Hi2 et Hi3 prélevés sur le terrain . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 206 

15

LISTE DES TABLEAUX 

16

RÉSUMÉ 

Sur la côte du Nord Chili, trois caractéristiques morphologiques de premier ordre per- 

mettent de documenter précisément la déformation de la marge de subduction andine depuis 

le Miocène Supérieur : (1) de grands canyons incisés d’environ 1 km de profondeur dans (2) 

la surface de la Pampa Del Tamarugal, plateau perché à 1 000 m d’altitude correspondant à 

une surface de planation mixte (érosion/sédimentation), bordée vers l’Océan par (3) l’Escar- 

pement Côtier, haut de 1 km et long de 700 km. Une étude détaillée de cette morphologie et 

de la géologie régionale, combinée avec une analyse du système de drainage, nous permet de 

caractériser l’évolution morpho-tectonique du Bloc Marginal Andin depuis les 10 derniers mil- 

lions d’années. Le changement de niveau de base des rivières, d’une amplitude de 1 000 m, mis 

en évidence par l’étude des profils longitudinaux, est attribué à un soulèvement tectonique 

récent et actif du Bloc Marginal, qui constitue une unité relativement rigide. L’utilisation 

d’un modèle numérique d’évolution de paysage (APERO) permet de tester et confirmer cette 

hypothèse. Ces résultats attestent d’une déformation tectonique et de l’épaississement de la 

marge, directement liés au couplage mécanique sur le méga-chevauchement de la subduc- 

tion : la chaîne andine s’élargit du côté de la subduction impliquant depuis quelques millions 

d’années le Bloc Marginal. 

i

ABSTRACT 

The North Chilean coast is marked by three first-order morphological features that allow 

us to document precisely the deformation of the andean subduction margin since the Late 

Miocene : (1) a set of steep, 1-km-deep canyons incised in (2) the Pampa del Tamarugal 

plateau, a 1000-m-high surface of combined origin (erosion and sedimentation) which is now in 

hanging position and limited to the West by (3) the 1-km-high and 700-km-long Coastal Scarp. 

A detailed study of the morphology and the geology of the area combined with analysis of 

the drainage allows us to characterize the morpho-tectonic evolution of the Andean Marginal 

Block for the past 10 million years. The relative 1000-m high base-level change would result 

from recent and active tectonic uplift of the relatively rigid Marginal Block. We test this 

hypothesis by modelling the landscape evolution using a numerical approach (code APERO). 

Our results suggest continuing tectonic deformation and thickening of the subduction margin 

probably associated with strong mechanical coupling across the subduction thrust interface. 

Since a few million years the Andes orogen appears to have grown westwards, towards the 

subduction zone, by incorporating the Marginal Block to the mountain building process. 

iii

INTRODUCTION 

Les Andes s’étendent sur plus de 8 000 km de long sur la bordure ouest de l’Amérique 

du Sud atteignant près de 1 000 km de large dans la partie la plus développée au Nord Chili 

(Fig.1). Elles présentent un relief composé d’un plateau perché à 4 000 m d’altitude (l’Alti- 

plano) et de sommets culminants à près de 7 000 m (Fig.2). Par ce relief, elles constituent la 

deuxième plus grande chaîne de montagnes du monde après la chaîne himalayenne (Fig.1). Les 

Andes sont une chaîne récente (< 50 Ma) formée dans un contexte de subduction océanique 

(Fig.1). Cependant, toutes les zones de subduction ne présentent pas un relief aussi grand. 

En ce qui concerne les zones de subduction situées sur la bordure ouest du Pacifique, le relief 

est peu élevé et limité à la présence d’un arc volcanique (Fig.1 et Fig.2). Pour cette raison, 

on détermine classiquement deux types de subductions (Uyeda and Kanamori [1979]) : (1) la 

subduction « type Mariannes » caractérisée par un régime tectonique de la plaque supérieure 

à faibles contraintes associé à une extension arrière arc et (2) la subduction « type Chili », 

caractérisée par un régime tectonique de la plaque supérieure à fortes contraintes menant à un 

soulèvement de cette dernière (Fig.3). L’origine du relief des Andes et du régime compressif 

en relation avec les processus de subduction est encore mal contrainte, étant donné qu’ils ne 

résultent ni l’un ni l’autre d’une collision entre un bloc crustal ou même un continent avec 

la plaque Amérique du Sud, contrairement au relief de la chaîne himalayenne et du Tibet 

résultant en grande partie de la collision continentale entre l’Inde et l’Asie. 

v

vi 

Fig. 1 – Carte du monde (données SRTM 30+) avec indications en pointillés blancs des deux grands systèmes orogéniques terrestres : le système 

alpin himalayen et le système cordillérain nord et sud américain. Traits discontinus bleus : localisation des zones de subduction (SZ). La chaîne 

des Andes est le deuxième plus grand relief sur Terre après l’Himalaya, et le premier en contexte de subduction océanique. En rouge : localisation 

des profils topographiques représentés en Fig.2. JDF : Juan de Fuca.

Introduction 

Fig. 2 – Profils topographiques au travers des deux contextes de convergence : subduction océanique 

et collision continentale. Les trois profils des Mariannes, des Andes et du système Himalaya/Tibet 

présentent un grand relief structural entre 7 et 12 km du côté de la subduction océanique (Mariannes et 

Chili) ou intra-continentale (Himalaya). Ils ne présentent cependant pas le même relief «positif» (qui 

dépasse le niveau marin). Pour les Mariannes, le relief positif n’existe pas. Pour le Chili, la subduction 

est associée à la présence d’un très fort relief positif (5 km) comparable à celui de l’Himalaya. Dans les 

deux cas, on assiste au développement d’un haut plateau (Altiplano, Tibet) et d’un deuxième front 

orogénique du côté opposé à la subduction. 

vii

Fig. 3 – Schémas synthétiques des deux types de zones de subduction extrêmes classés selon le 

régime tectonique de la plaque chevauchante. Dans le cas d’une subduction de type « Chili », la 

plaque chevauchante est en compression et est associée à du soulèvement alors que dans le cas d’une 

subduction de type « Mariannes », la plaque chevauchante est en extension, ce qui permet la formation 

d’un bassin arrière arc. (Gauche) d’après [Uyeda and Kanamori, 1979]. (Droite) D’après [Stern, 2002]. 

Pour les Andes Centrales, le relief à l’Est de la chaîne est expliqué par un intense raccour- 

cissement crustal au niveau des zones subandines, en Argentine, Bolivie ou Pérou concentrant 

la majeure partie de la déformation (Isacks [1988] ; Baby et al. [1992] ; Gubbels et al. [1993] ; 

Schmitz [1994] ; Allmendinger et al. [1997] ; Baby et al. [1997] ; Schmitz et al. [1997] ; Kley and 

Monaldi [1998] ; McQuarrie [2002] ; McQuarrie et al. [2005] ; Riquelme [2007]) (Fig.4). Celle- 

ci serait accommodée par des chevauchements à vergence est, branchés sur une rampe peu 

profonde qui s’étendrait jusque sous la bordure occidentale de l’Altiplano (Fig.4). La forma- 

tion de ce système de chevauchements serait liée aux contraintes exercées par la subduction 

située 800 km plus à l’Ouest (Beck and Zandt [2002] ; McQuarrie et al. [2005]). Cependant, 

les mécanismes d’initiation des contraintes depuis la subduction et de transfert au travers de 

la chaîne ne sont pas déterminés (Fig.5). Le relief à l’Ouest de la chaîne résulterait principa- 

viii

Introduction 

lement d’une flexure monoclinale (Isacks [1988] ; Hoke et al. [2007] ; Jordan et al. [2010]). Un 

fluage de la croûte ductile (Isacks [1988]), un sous placage de matériel magmatique (Kono 

et al. [1989]) et/ou la présence d’un système de chevauchements à vergence ouest dont l’ori- 

gine est peu précise (Muñoz and Charrier [1996] ; Victor et al. [2004] ; Farías et al. [2005]) 

sont des mécanismes proposés comme origine à cette déformation (Fig.5). Ces mécanismes ne 

produiraient qu’un raccourcissement mineur devant le raccourcissement total à l’échelle de la 

chaîne (3 km à l’Ouest sur >300 km de raccourcissement total) dont l’activité a été estimée 

entre 30 et 5-10 Ma (Victor et al. [2004] ; Farías et al. [2005] ; Vietor and Oncken [2005]). 

Cependant, tous ces mécanismes n’expliquent pas la grande épaisseur crustale (70 km) sous 

les Andes (Schmitz [1994] ; Yuan et al. [2002]). 

Fig. 4 – Mécanismes de déformation de la partie orientale de la chaîne andine. (a) Raccourcissement 

accommodé par un grand système de chevauchements à vergence est. (b) Intégration du système de 

chevauchements à l’échelle des Andes (McQuarrie et al. [2005]). Les relations géométriques, cinématiques 

et dynamiques entre ce système de chevauchements et la subduction ne sont pas élucidées. 

Modifié d’après [McQuarrie et al., 2005] repris d’après [Beck and Zandt, 2002]. 

ix

Fig. 5 – Exemples de modèles proposés pour la déformation de la partie occidentale de la chaîne 

andine. (a) Fluage de la croûte profonde ductile d’après [Isacks, 1988] ; (b) Addition magmatique 

d’après [Kono et al., 1989] ; (c) et (d) Système de chevauchements à vergence ouest dont l’origine en 

profondeur et la relation avec la subduction sont encore mal définies. D’après [Victor et al., 2004] ; 

[Farías et al., 2005]. 

x

Introduction 

Un modèle tectonique réconciliant les processus d’épaississement, d’orogenèse et de sub- 

duction a récemment été proposé par [Armĳo et al., 2010] pour expliquer la formation de la 

chaîne dans son stade initial à la latitude de Santiago (33˚S) (Fig.6). Ces auteurs réévaluent 

l’importance d’un système de chevauchements à vergence ouest, qu’ils nomment « West An- 

dean Thrust » ou WAT, situé au front occidental de la chaîne. Le WAT, synthétique de la 

subduction et probablement initié par cette dernière, permet le chevauchement de la chaîne 

sur l’avant pays situé entre le front ouest de la chaîne et la fosse. L’avant pays est un bloc 

large et rigide nommé Bloc Marginal (Armĳo et al. [2010]). Il est limité et basculé vers l’Est 

entre deux chevauchements d’échelle crustale : le chevauchement de la subduction et le West 

Andean Thrust. Ce modèle fait intervenir un mécanisme de subduction intra-continental dans 

lequel le WAT est un substitut mécanique à une zone de collision. Il représenterait la vergence 

primaire de la chaîne dans les premiers stades de son édification. 

Fig. 6 – Modèle tectonique des Andes à la latitude de Santiago (Armĳo et al. [2010]). Il s’agirait 

du stade primaire de formation de l’orogène par subduction intra continentale du Bloc Marginal, 

rigide, sous les Andes (Armĳo et al. [2010]). Le Bloc Marginal est limité entre deux chevauchements 

d’échelle lithosphérique : celui de la subduction et le chevauchement ouest andin, ou WAT (West 

Andean Thrust). Il est basculé et chevauché par les Andes. 

xi

Au Nord Chili, le système de chevauchements à vergence ouest supposé responsable du 

soulèvement du bord occidental de l’Altiplano, nommé « West vergent Thrust System » ou 

WTS (Muñoz and Charrier [1996] ; Victor et al. [2004] ; Farías et al. [2005]), est l’équivalent 

du WAT, défini à la latitude de Santiago. Le Bloc Marginal du Nord Chili, appelé plus 

généralement « forearc » d’un point de vue magmatique (Dickinson and Seely [1979] ; Ingersoll 

[1988]), se présente sous la forme d’un plateau situé à 1 000 m d’altitude, marqué par la surface 

du Bassin de la Pampa Del Tamarugal et limité à l’Ouest, sur 700 km de long, par une 

gigantesque falaise appelée Escarpement Côtier (Fig.7 et Fig.8). Le plateau et l’Escarpement 

constituent une marche topographique située au pied de la chaîne des Andes. Cet avant pays 

est considéré comme inactif et passif vis à vis de la déformation de la chaîne (Mortimer and 

Saric [1975] ; Farías et al. [2008]). Or, cette marche topographique est entaillée sur près de 

1 000 m de profondeur par des cours d’eau descendant du plateau de l’Altiplano. De tels 

canyons sont également observés sur le bord occidental de la chaîne au Sud Pérou. L’âge 

d’initiation des incisions du Pérou et du Nord Chili serait plus récent que 10 Ma (Zeilinger 

et al. [2005] ; Hoke et al. [2007] ; García et al. [2011]). Ces incisions pourraient être les témoins 

d’une surrection récente du Bloc Marginal au Nord Chili, comme proposé et accepté au 

Pérou (Thouret et al. [2007] ; Schildgen et al. [2009] ; Schildgen et al. [2010]). L’Escarpement 

Côtier est un objet morphologique dont la formation assez récente (

Introduction 

Fig. 7 – Carte du segment des Andes Centrales (données SRTM 30+) avec localisation des principales 

unités morpho-structurales également définies sur le profil topographique (Bloc marginal, Cordillère 

Occidentale, Altiplano, Cordillère Orientale et Zones Subdandines). Nomenclature et figure adaptées 

et modifiées d’après [Armĳo et al., 2010]. A : localisation de l’angle de vue de la photographie aérienne 

(Fig 8). Vitesse de convergence : Nuvel 1A (DeMets et al. [1994]) 

xiii

Cette thèse a pour objectif de réévaluer les observations et arguments sur la déformation 

du Bloc Marginal sur une échelle temporelle de plusieurs millions d’années afin de déterminer 

le comportement de ce dernier et de le mettre en relation avec les processus de subduction. 

Pour cela, une étude détaillée de la morphologie et de la géologie de la marche topographique 

- Escarpement Côtier et plateau de la Pampa Del Tamarugal – associée à des informations 

bathymétriques et à des données géophysiques est réalisée afin de caractériser les structures 

tectoniques de la marge de subduction andine. Sur près de 1 000 km, l’ensemble du réseau 

hydrographique s’étendant du Sud Pérou au Salar d’Atacama (Nord Chili) est analysé afin 

de caractériser la nature et l’âge de la déformation de cette région au regard des structures 

tectoniques identifiées. Nous voulons également préciser comment le Bloc Côtier s’incorpore 

à la chaîne des Andes, comment il participe à la formation du relief et à la croissance de cette 

grande chaîne de montagnes du côté de la subduction. Enfin, nous montrerons en conclusion 

que ce travail ouvre des perspectives vers une compréhension meilleure du couplage particulier 

et du partitionnement mécanique sur cette zone de subduction. 

Ce travail est articulé en trois chapitres : le chapitre 1 « Le Bloc Marginal au Nord Chili, 

témoin d’une déformation permanente récente (< 10 Ma) en relation avec les processus de 

subduction ? » présente une revue critique du système tectonique de la marge de subduction, 

de la géologie et de la morphologie du Bloc Marginal, appuyée sur une synthèse bibliogra- 

phique. Les différentes hypothèses sur l’existence d’une déformation du Bloc Marginal au 

Nord Chili sont analysées et discutées. 

Le chapitre 2 « Surrection tectonique de la marche topographique » présente une étude 

morphologique détaillée de l’ensemble du Bloc Marginal couplée à une analyse du réseau 

hydrographique mettant en évidence une surrection du Bloc Marginal dont la nature et l’âge 

sont également discutés et contraints. 

Le chapitre 3 « Modélisation de l’évolution morphologique du Bloc Marginal au Nord Chili 

depuis les 7 derniers millions d’années » présente les résultats d’un modèle d’évolution de 

paysage permettant de définir les conditions nécessaires au développement du réseau hydro- 

graphique du Bloc Marginal au Nord Chili. 

Enfin, dans la dernière partie de ce manuscrit « Conclusions générales », je résume les ré- 

xiv

Introduction 

Fig. 8 – Photographie aérienne et schéma d’interprétation de la partie émergée du Bloc Marginal au 

Nord Chili. Au premier plan, la marche topographique constituée de la surface du Bassin de la Pampa 

del Tamarugal et de l’Escarpement Côtier. En arrière plan, le front ouest andin entre la surface du 

bassin de la Pampa Del Tamarugal et le plateau de l’Altiplano, lui même surmonté par les édifices 

volcaniques. Photographie localisée sur la figure Fig.7. 

xv

sultats présentés dans ce travail qui permettent d’expliciter les relations entre formation du 

relief, déformation de la plaque supérieure et processus de subduction pour la formation et 

la croissance des chaînes de montagnes en contexte de subduction. J’envisage également les 

perspectives dégagées par ce travail en réponse aux problématiques posées dans cette thèse. 

xvi

CHAPITRE 1 

LE BLOC MARGINAL AU NORD CHILI, TÉMOIN D’UNE 

DÉFORMATION PERMANENTE RÉCENTE (

1.1 Introduction 

1 000 km de long, sur le bord occidental de la chaîne dont l’activité tectonique actuelle et 

passée ont été généralement négligées ou minimisées par la majorité des auteurs (Fig.1.1 et 

Fig.1.2). 

Fig. 1.1 – Carte topographique des Andes Centrales entre 14˚S et 37˚S (projection UTM 19S). La 

palette de couleur utilisée représente la couverture végétale des Andes Centrales (Données Natural 

Earth). Le contact entre les plaques Nazca et Amérique du Sud est marqué par la fosse du Pérou 

Chili (trait blanc). Le trait de coupe rouge A localise le profil topographique à 19˚55’S présenté en 

Fig.1.2, le trait de coupe B localise le profil à 33˚28’S présenté en Fig.1.3. Le cadre rouge localise la 

zone d’étude, dont la topographie est plus détaillée en figures Fig.1.4 et Fig.1.14 

2

Le Bloc Marginal au Nord Chili, témoin d’une déformation permanente récente 

(


A la latitude de Santiago (33˚S), une étude récente vient de réévaluer l’activité et l’im- 

portance de ce système de chevauchements dans la construction de l’orogène (Armĳo et al. 

[2010]) (Fig.1.1 et Fig.1.3). Ces auteurs proposent un modèle dans lequel le système de che- 

vauchements situé sur le bord occidental de la chaîne (« West Andean Thrust ») constitue 

la vergence primaire de la chaîne. Ce système aurait permis le chevauchement de la chaîne 

en formation sur l’avant pays constitué par le bloc côtier ou «Bloc Marginal» [Armĳo et al., 

2010] (Fig.1.3). Ce processus est un analogue au mécanisme de chevauchements classiques 

dans les chaînes de collision telles que l’Himalaya, qui permet de doubler l’épaisseur crus- 

tale en liaison avec un processus de subduction intracontinentale à l’échelle de la lithosphère 

(Mattauer [1986] ; Tapponnier et al. [2001]). La configuration tectonique et structurale de la 

chaîne à la latitude de Santiago constituerait le stade initial de l’orogène, qui aurait débuté 

plus tôt au Nord Chili où la chaîne est la plus large (18˚/24˚S) (Fig.1.1). L’orogène se serait 

développé par propagation de la déformation vers le Sud et vers l’Est par formation, dans un 

second temps, de systèmes de chevauchements à vergence est. L’existence de deux systèmes 

de chevauchements de vergence opposée sur les deux bords de la Cordillère des Andes permet 

de caractériser cette chaîne comme une chaîne bivergente [Armĳo et al., 2010]. Ce nouveau 

modèle s’oppose à la vision traditionnellement admise par la communauté scientifique d’une 

chaîne à vergence unique vers l’Est (Dewey and Bird [1970] ; James [1971] ; Astini and Dávila 

[2010]). Dans cette perspective, le Bloc Marginal établit donc un dialogue entre les processus 

de subduction et la « subduction intra-continentale » qui se produit le long du système de 

chevauchements ouest andin ou WAT (pour «West Andean Thrust», Fig.1.3), à la latitude 

de Santiago. Il constitue une unité fondamentale de ce système géodynamique permettant 

l’édification de la chaîne. Cependant, sa relation avec la subduction, c’est à dire le couplage 

permettant l’initiation du système de chevauchements ouest andin (ou WAT), et donc sa 

participation à la construction de l’orogène ne sont pas déterminées. 

Au niveau de la partie la plus large et la plus développée de la chaîne (18˚à 24˚S), le 

Bloc Marginal présente deux objets morphologiques marqueurs d’une surrection récente en 

relation avec les processus de subduction et donc susceptibles d’apporter des informations 

sur le couplage mécanique avec la subduction (Fig.1.4) : (1) La partie côtière est limitée par 

4


(


un abrupt topographique de 1 000 m de haut en moyenne appelé Escarpement Côtier dont 

l’origine tectonique liée à l’activité d’un système de failles normales a été proposée (Brüggen 

[1950] ; Rutland [1971] ; Paskoff [1979] ; Armĳo and Thiele [1990]). La formation du système 

de failles normales serait favorisée par la géométrie de l’interface de subduction (Armĳo and 

Thiele [1990]). (2) Cet Escarpement est localement et profondément entaillé par des canyons 

développés depuis le bord occidental de l’Altiplano jusqu’à l’Océan, traversant donc la totalité 

du Bloc Marginal. L’incision aurait été favorisée par un soulèvement de surface de la marge 

de subduction d’origine tectonique (Wörner et al. [2002] ; García and Hérail [2005] ; Thouret 

et al. [2007] ; Zeilinger et al. [2005] ; Kober et al. [2006] ; Schlunegger et al. [2006] ; Hoke et al. 

[2007] ; Schildgen et al. [2009]). Cependant, les origines tectoniques de formation de chacun 

de ces objets ne sont pas unanimement acceptées (Mortimer and Saric [1972] et et Mortimer 

and Saric [1975] ; García [2009] et García et al. [2011]). 

Dans ce chapitre, nous réaliserons une analyse critique de la bibliographie associée à une 

étude géologique pour définir la nature du Bloc Marginal de la marge de subduction au Nord 

Chili. Nous discuterons les différentes hypothèses proposées en ce qui concerne la formation 

de l’Escarpement Côtier et des profondes incisions. Nous ferons la synthèse des observations, 

interprétations et arguments en ce qui concerne une surrection côtière récente établie pour 

les 500 derniers milliers d’années en relation avec les processus de subduction. Nous allons 

discuter la possibilité que le Bloc Marginal soit le témoin d’une déformation récente d’origine 

tectonique en relation avec les processus de subduction. Nous essaierons dans la suite de ce 

manuscrit de déterminer comment ces deux objets morphologiques nous renseignent sur les 

processus qui les ont générés et permettent de caractériser le couplage entre les plaques et le 

comportement du Bloc Marginal favorisant la formation de la chaîne andine. 

6


(

1.2 Le Bloc Marginal de la marge de subduction au Nord Chili 


1.2.1 Système géodynamique du Bloc Marginal 

Le Bloc Marginal est limité à l’Ouest par le méga-chevauchement de la subduction et 

à l’Est par le système de chevauchements ouest andin (WAT) (Fig.1.4 et Fig.1.5). Ce sys- 

tème est composé de failles inverses à vergence ouest dont certaines sont observées au niveau 

des canyons qui incisent la flexure topographique du bord ouest de l’Altiplano (Muñoz and 

Charrier [1996] ; Pinto [2004] ; Victor et al. [2004] ; Farías et al. [2005]). La flexure topogra- 

phique relie le plateau de l’Altiplano situé à 3800 m d’altitude et la surface du bassin de la 

Pampa Del Tamarugal, ou Vallée Longitudinale, située à 1 000 m d’altitude. Elle est marquée 

par de grandes unités volcaniques d’âge Tertiaire Supérieur qui recouvrent et masquent en 

discordance les unités d’âge Mésozoïque sous-jacentes qui sont fortement plissées en struc- 

tures kilométriques. La discordance entre les unités d’âge Mésozoïque et les ignimbrites d’âge 

Oligo-Miocène caractérise la pédiplaine de Choja (Galli-Olivier [1969]). Il s’agit d’une surface 

d’érosion établie suite à l’aplanissement du paysage d’âge Mésozoïque. Cette pédiplaine porte 

le nom de « Choja pediplain» à l’Est du Bloc Marginal (Muñoz et al. [2008] ; Farías et al. 

[2005]) et le nom de « Coastal Tarapaca pediplain» vers la Cordillère Côtière, à l’Ouest du 

Bloc Marginal dont les vestiges sont encore visibles entre les faibles reliefs de la Cordillère 

Côtière (Tosdal et al. [1984] ; Dunai et al. [2005]). Nous l’appellerons « Choja/Tarapaca 

pediplain » dans cette étude. 

La façon dont le système de chevauchements ouest-andin affecte la pédiplaine de Choja/ 

Tarapaca ainsi que les unités d’âge Tertiaire Supérieur qui la recouvrent est décrite locale- 

ment. Il s’agit des failles d’Ausipar (García and Hérail [2005]), d’Aroma, de Moquella, de 

Soga et de Calacala (19˚30’S) (Pinto [2004] ; Farías et al. [2005]). A l’aide d’observations 

de terrain et d’une ligne sismique, [Victor et al., 2004] ont décrit la géométrie de ces failles 

vers la surface et la déformation des couches les plus superficielles du bassin de la Pampa Del 

Tamarugal (Fig.1.4 et Fig.1.5). Ces auteurs proposent un modèle géométrique du système 

de chevauchements en profondeur avec des failles à pendage très fort qui se branchent sur 

une même rampe à pendage également fort sous la Précordillère (à l’Ouest de la Cordillère 

Occidentale) (Fig.1.5). Avec cette géométrie de failles, [Victor et al., 2004] ont estimé un 

8


(


Fig. 1.6 – Unités d’âge Mésozoïque fortement déformées observées dans la Quebrada Guatacondo 

(20˚56’S). (Haut) Vue Google Earth du canyon de Guatacondo. Les couches d’âge Mésozoïque plissées 

et présentant de forts pendages sont recouvertes en discordance par les unités d’âge Tertiaire moins 

déformées qui définissent la topographie supérieure de la flexure ouest andine (Bas) Photographie des 

unités d’âge Mésozoïque à pendage quasi vertical. 

10


(


inversés, ne peut s’expliquer par une géométrie telle que celle présentée par [Victor et al., 

2004]. 

Fig. 1.8 – Pli couché à vergence ouest dans les unités d’âge Mésozoïque (canyon de Guatacondo 

(20˚56’S). 

La géométrie des plis est en fait très similaire à celle décrite par [Armĳo et al., 2010] sur le 

système de chevauchements ouest andin à la latitude de Santiago. Dans ce secteur, les obser- 

vations sont plus nombreuses et plus faciles à effectuer qu’au Nord Chili du fait de l’absence 

d’une couverture d’unités volcaniques qui masque les unités plus vieilles. Nous proposons 

une géométrie similaire à ce système de failles pour celui du Nord Chili, en accord avec nos 

observations (Fig.1.9). Nous réinterprétons la géométrie du système de chevauchements situé 

sous la flexure topographique à partir de la même ligne sismique que [Victor et al., 2004] en 

interprétant les deux premiers kilomètres de profondeur et en intégrant nos observations de 

terrain. Dans cette interprétation, le système de chevauchements ouest andin à géométrie en 

« fault propagation fold » s’enracine sur un décollement localisé à environ 10 km de profon- 

deur, lequel s’étend sous la Cordillère Occidentale et le plateau de l’Altiplano (Fig.1.9). Le 

raccourcissement accommodé par la géométrie de ce système de chevauchements serait alors 

de l’ordre de plusieurs dizaines de kilomètres (~ 60 km) pour les unités d’âge Mésozoïque, 

dont la déformation serait postérieure au dépôt des unités d’âge Crétacé, soit post 45 Ma 

(Fig.1.9). Le système de chevauchements implique le socle précambrien, lequel déformerait 

les unités sus-jacentes en se propageant vers l’Ouest sur la rampe crustale. Ce système a éga- 

lement participé à une déformation plus modérée de la couverture volcano-sédimentaire d’âge 

12


(


relocalisation sismique (Patzwahl et al. [1999] ; ANCORP Working Group [2003] ; Sobiesak 

[2004]). La position de l’interface de subduction est placée dans une gamme de 15 à 20 km 

d’épaisseur avec les plus grosses incertitudes situées entre 70 et 130 km de distance depuis la 

fosse (Fig.1.10.a). 

Fig. 1.10 – Géométrie de l’interface de subduction. (a) Synthèse des informations sur la localisation 

de l’interface de subduction par les données de sismique réflexion et sismique grand angle (Patzwahl 

et al. [1999] ; ANCORP Working Group [2003] ; Sobiesak [2004], Peyrat et al. [2010]). Le pendage 

de l’interface de subduction varie de 10˚à la fosse à 20˚à 30 km de profondeur. L’incertitude sur 

la géométrie de subduction est grande. (b) Localisation du plan de subduction à partir des données 

sismologiques du séisme d’Antofagasta (Mw=8.1, 1995). Le plan passant au travers de la sismicité ne 

rejoint pas la fosse (rouge). Un aplanissement de celui-ci dans les 20 premiers kilomètres de profondeur 

est nécessaire pour rejoindre la fosse (vert). 

Le pendage de l’interface de subduction ainsi défini n’est pas uniforme : sa valeur varie de 

10˚à la fosse, à 20˚à 50 km de profondeur jusqu’à 30˚à 100 km de profondeur. La valeur du 

pendage est estimée avec une incertitude de ± 5˚. La présence d’un changement de pendage 

dans la géométrie du plan de subduction est aussi suggérée par l’étude de la distribution des 

foyers sismiques associés au tremblement de terre d’Antofagasta de 1995 (Mw = 8.1). La 

Fig.1.10.b présente le plan défini par la sismicité (en rouge). La projection de celui-ci vers 

la surface n’atteint pas la fosse. Un aplanissement du plan de subduction dans les 20 à 30 

14


(


km de profondeur dans la partie externe de la plaque supérieure vers la fosse. 

Fig. 1.11 – Données géophysiques permettant d’établir les caractéristiques du Bloc Marginal. D’après 

[ANCORP Working Group, 2003]. (a) Données de sismique réflexion sur un profil à 21˚S. Des zones 

de forte réflectivité mises en évidence sous l’Altiplano et non dans le Bloc Marginal correspondraient 

à des zones chargées en fluides (ALVZ pour Andean Low Velocity Zone). (b) Données de résistivité 

électrique. La résistivité plus forte dans le Bloc Marginal que sous l’Altiplano, suggère qu’il contient 

moins de fluides que la croûte sous l’Atiplano. (c) Modèle de vitesse de propagation des ondes de 

volume dans la croûte. Le Bloc Marginal apparaît plus rigide que la croûte située sous l’Altiplano. (d) 

Modèle de tomographie. Le Moho, situé entre 30 et 40 km sous la côte, atteste d’un petit épaississement 

crustal sous le Bloc Marginal. Il est beaucoup plus profond sous l’Altiplano (60/70 km) en lien avec 

un plus grand épaississement crustal. Modifié d’après [ANCORP Working Group, 2003]. 

Ce contraste peut correspondre à la discontinuité intracrustale mentionnée par [Adam and 

Reutter, 2000] laquelle serait associée à un décollement intracrustal dans la plaque supérieure 

16


(


18 

Fig. 1.12 – (Haut) Coupe à 20˚S synthétisant les principales informations sur la position de l’interface de subduction (Patzwahl et al. [1999] ; 

ANCORP Working Group [2003] ; Sobiesak [2004], Peyrat et al. [2010]) et sur la localisation du Moho continental (Schmitz [1994] ; Beck et al. 

[1996] ; Yuan et al. [2000]). Le contact entre subduction et Moho continental n’est pas très bien contraint étant donné les incertitudes sur leur 

localisation respective. (Bas) Coupe schématique de la géométrie du système de subduction interprétée à partir des données géophysiques.


(


discontinuité contraignent sa position entre 40 et 50 km au niveau de l’interface de subduction. 

La limite supérieure de la zone sismogénique à 22˚S correspondrait à une zone fortement 

couplée (Bejar Pizarro [2011]). Une limite médiane de la zone sismogénique est définie à 

30 km par la profondeur de la limite supérieure de la zone rompue. Cette limite pourrait 

correspondre à un changement de géométrie de l’interface de subduction. Ce changement de 

pendage pourrait agir comme une barrière géométrique à la propagation de la rupture vers 

la surface (Bejar-Pizarro et al. [2010]). 

Fig. 1.13 – (Gauche) Carte du couplage intersismique pour la période 2003-2010 déduit de la modélisation 

des données de géodésie (GPS et interférométrie radar ou InSAR). La transition d’un couplage 

total à un couplage faible à l’interface de subduction est corrélée en surface à la direction et à la 

position de l’Escarpement Côtier. (Droite) La carte de déformation verticale prédite par le modèle 

de couplage intersismique à partir des données InSAR et GPS met en évidence un soulèvement de la 

partie côtière et une subsidence de la marge continentale. La ligne neutre est corrélée avec la position 

de la côte et donc de l’Escarpement Côtier. Ces deux observations suggèrent une forte relation entre 

les structures de la plaque supérieure et le comportement mécanique de l’interface. Modifié d’après 

[Bejar Pizarro, 2011] 

[Bejar Pizarro, 2011] a réalisé une étude du couplage pendant la phase intersismique 

entre 2003 et 2010 et a révélé une corrélation forte entre la distribution du couplage et la 

20


(


1.2.4 Unités géomorphologiques du Bloc Marginal 

Fig. 1.14 – Carte géologique synthétique des différentes unités de la marge de subduction réalisée 

à partir de la carte géologique au 1/1 000 000, des cartes géologiques au 1/ 250 000, de cartographie 

sur les images satellites et d’observations de terrain. La Cordillère de la Côte correspond à l’ancien 

arc magmatique jurassique et est constituée d’une succession de roches volcaniques et sédimentaires 

marines. Le bassin de la Pampa Del Tamarugal est rempli d’une succession de dépôts sédimentaires 

continentaux d’âge Tertiaire intercalés avec des roches volcaniques provenant de l’arc magmatique 

actuel situé sur la Cordillère Occidentale. Ce bassin tertiaire se superpose au bassin andin mésozoïque, 

plus large et en partie intégré dans la Cordillère Occidentale par le système de chevauchements ouest 

andin. Les profils 1, 2 et 3 correspondent aux profils sismiques présentés en Fig.1.15. Les encadrés a, 

b, c, d et e correspondent aux cartes géologiques détaillées présentées en figures Fig.1.19, Fig.1.21, 

Fig.1.23, Fig.1.25 et Fig.1.27. Les traits de coupe M et N localisent les coupes présentées en figures 

Fig.1.20 et Fig.1.9. 

22


(


Fig. 1.15 – Profils sismiques imageant les bassins avant arc (FB : Foreland Basins) au large des côtes 

chilienne et péruvienne (cf. Fig.1.14 pour localisation des profils). Profils localisés par rapport à leur 

distance à la côte. Profil 1 d’après [Moberly et al., 1982] ; Profil 2 d’après [Coulbourn and Moberly, 

1977] ; Profil 3 d’après [Padilla and Elgueta, 1992]. (4) Interprétation de la structure du remplissage 

sédimentaire des bassins avant arc d’Arica et d’Iquique d’après [Coulbourn and Moberly, 1977]. Les 

unités du remplissage sont basculées vers l’Est et présentent une géométrie en "onlap" sur le haut 

structural. Les bassins avant arc présentent une largeur comprise entre 30 et 50 km et présentent 

un remplissage sédimentaire d’âge Miocène/Pliocène ( ?) de quelques centaines de mètres d’épaisseur 

(Padilla and Elgueta [1992]). 

24


(


Côtière (Fig.1.14). 

Le Bassin de la Pampa Del Tamarugal est situé à l’Est de la Cordillère Côtière (Fig.1.14). 

Sa largeur est comprise entre 20 et 40 km. Ce bassin est composé d’un socle d’unités volca- 

niques et sédimentaires marines d’âge Jurassique et Crétacé qui affleurent à l’Ouest dans la 

Cordillère Côtière et qui affleurent à l’Est au niveau de la flexure topographique où les unités 

sont très déformées, tel que nous l’avons mentionné dans la première partie de ce chapitre. 

Le remplissage du bassin par des unités sédimentaires d’origine continentale d’âge Tertiaire 

est discordant par rapport aux unités d’âge Mésozoïque du socle du bassin. La discordance 

marque la pédiplaine de Choja (Galli-Olivier [1967]). Celle-ci est recouverte à l’Est par une 

grande séquence d’unités volcaniques d’âge Miocène marquant la flexure topographique. La 

pédiplaine de Choja est recouverte au niveau de la Cordillère Côtière par de faibles épais- 

seurs de dépôts appartenant à la Formation Azapa et à l’Ouest de la Cordillère Côtière, dans 

le bassin proprement dit, par des dépôts sédimentaires d’âge Miocène Inférieur à Miocène 

Supérieur appartenant aux formations Azapa et El Diablo d’origine continentale. Ces dépôts 

proviennent principalement de l’érosion de la Haute Chaîne située à l’Est du bassin. Le bas- 

sin comporte ainsi une succession de sédiments et d’unités volcaniques s’alternant sur plus 

de 1 000 m d’épaisseur. Ces sédiments étaient bloqués à l’Ouest par le relief résiduel de la 

Cordillère Côtière qui jouait le rôle de barrière topographique. 

Fig. 1.16 – Photographie de la surface de la pénéplaine d’Atacama (21˚S) marquant la flexure 

topographique du bord occidental de l’Altiplano. Les unités mésozoïques qui la constituent sont visibles 

sous cette surface par l’incision des canyons. 

26


(


Les dépôts sédimentaires et volcaniques d’origine continentale qui remplissent le bassin 

de la Pampa Del Tamarugal portent des noms différents en fonction de la localité où ils ont 

été identifiés mais peuvent être corrélés en fonction de leur nature et de leur âge (Jensen 

[1992] ; Farías et al. [2005] ; Hoke et al. [2007]). Entre 18˚30’S et 19˚30’S, les unités du 

bassin, de la plus vieille à la plus récente, sont nommées Azapa (formation conglomératique, 

~ 25 Ma), Oxaya (formation ignimbritique, ~ 19 Ma) et El Diablo (formation fluviatile, > 

7.5 Ma). Entre 19˚30’S et 21˚S, les unités du remplissage du bassin sont regroupées sous 

les 5 membres de la formation Altos de Pica composée de sédiments clastiques continentaux 

avec des intercalations de niveaux ignimbritiques. Une corrélation possible est représentée 

sur la Fig.1.17 (modifiée d’après [Farías et al., 2005]). Ainsi, la formation Azapa d’âge Oligo 

Miocène est corrélée au membre 1 de la Formation Altos de Pica. La formation Oxaya est 

corrélée aux membres 2, 3 et 4 de la formation Altos de Pica. La formation El Diablo d’âge 

compris entre 7.5 et 9 Ma (von Rotz et al. [2005]) est corrélée au membre 5 de la formation 

Altos de Pica. Par simplicité, nous emploierons les noms des unités Azapa, Oxaya et El Diablo 

dans la suite de ce manuscrit pour décrire les différentes unités géologiques observées sur le 

terrain corrélées selon leur âge et leur lithologie. 

L’apparent déplacement vers l’Est de l’arc magmatique au cours du temps, par observation 

d’unités volcaniques au niveau de la Cordillère de la Côte appartenant à l’arc volcanique 

Mésozoïque et au niveau de la Cordillère Occidentale appartenant à l’arc volcanique Tertiaire 

et Quaternaire, est interprété par [von Huene and Scholl, 1991] comme le recul de l’arc 

magmatique et de la fosse sur une distance de 200 km depuis le Jurassique. Le recul de l’arc 

volcanique est attribué à un processus d’érosion tectonique qui aurait permis la migration 

vers l’Est de la subduction par rapport à la plaque Amérique du Sud. Ceci implique une 

érosion de la marge continentale au Nord Chili d’environ 200 km depuis 180 à 160 Ma, soit 

un taux d’érosion de 1,1 à 1,25 mm/an (Rutland [1971] ; Stern et al. [2003] ; von Huene and 

Scholl [1991] ; Scheuber et al. [1994] ; Giese et al. [1999]). 

La structure du bassin andin que nous avons esquissée n’est pas très bien caractérisée 

au Nord Chili. La Fig.1.18 regroupe les quelques coupes géologiques effectuées à l’échelle du 

Bloc Marginal disponibles dans la littérature. 

28


(


Ces coupes ont été synthétisées et publiées par [Salas et al., 1966], [Seyfried et al., 1994], 

[Mpodozis and Ramos, 1989]. La géométrie du Bloc Marginal n’est pas bien contrainte. Les 

structures crustales ne sont pas bien déterminées par rapport aux observations actuelles qui 

favorisent l’existence d’un système de chevauchements à vergence ouest au niveau du bord 

occidental de l’Altiplano. La continuité du système de chevauchements en profondeur et en 

particulier ses relations géométriques avec la subduction ne sont pas précisées. La déformation 

des unités du bassin de la Pampa Del Tamarugal n’est pas visible sur ces coupes et ne permet 

pas de contraindre correctement l’évolution du Bloc Marginal par rapport à l’évolution de la 

chaîne, tel qu’on peut l’appréhender avec la coupe géologique réalisée à la latitude de Santiago 

par [Armĳo et al., 2010]. Afin de mieux rendre compte de l’information tectonique apportée 

par l’étude des unités sédimentaires et volcaniques du bassin et de caractériser sa structure 

au Nord Chili, nous allons détailler cinq zones qui correspondent aux régions incisées par les 

rivières Vitor, Camarones, Tiliviche et Loa ainsi que la région de la Péninsule de Mejillones, 

singularité morphologique du Bloc Marginal au Nord Chili. 

Les rivières Vitor, Camarones, Tiliviche et Loa forment les principales vallées qui incisent 

le bassin de la Pampa Del Tamarugal et la Cordillère de la Côte sur plus de 1 000 m de 

profondeur. Les structures mises à nu par les incisions nous permettent d’effectuer des obser- 

vations sur les relations géométriques entre les différentes unités géologiques du bassin andin. 

Les cartes géologiques présentées en Fig.1.19, Fig.1.21, Fig.1.23, Fig.1.25, Fig.1.27 sont le 

résultat de la synthèse de la carte géologique du Chili au 1/1 000 000 (SERNAGEOMIN 

[2003]) ainsi que de la carte détaillée au 1/250 000 des différentes régions (Hoja Cordillera 

de la Costa (24˚/25˚S) : Ferraris [1978] ; Hoja Quillagua : Skarmeta and Marinovic [1981] ; 

Hoja Arica : García et al. [2004]) et des cartes au 1/100 000 de la région de la Péninsule de 

Mejillones (Hoja Antofagasta : González et al. [2003] ; Carta Mejillones : Cortés et al. [2007]), 

d’observations de terrain (3 missions de terrain au Nord Chili) et d’un travail de cartographie 

sur les images satellites (Landsat et imagerie Google Earth). Les observations de terrain les 

plus critiques sont représentées sur une planche de photographies accompagnant chaque carte 

géologique (Fig.1.20, Fig.1.22, Fig.1.24, Fig.1.26, Fig.1.28). 

30


(


32 

Fig. 1.19 – (Haut) Image GoogleMaps de la région de la Quebrada Vitor. (Bas) Interprétation géologique de la région de la Quebrada Vitor. 

V1, V2 et V3 correspondent aux photographies présentées sur la planche en Fig.1.20. La coupe AA’ est aussi représentée en Fig.1.20.


(


Fig. 1.20 – Planche de photographies illustrant le pendage est des unités d’âge Jurassique, au niveau 

de la Côte et de la Cordillère Côtière (V1, V2 et V3). V3 montre la relation stratigraphique (biseau 

et onlap) entre les unités sédimentaires d’âge Tertiaire et les roches d’âge Jurassique. Une coupe 

schématique du biseau est représentée sous la photographie V3. Les dépôts du bassin de la Pampa 

Del Tamarugal à pendage faible (0 à 5˚) vers l’Est reposent en onlap sur les séquences sédimentaires 

et volcaniques d’âge Jurassique et Crétacé dont le pendage varie de 25 à 35˚vers l’Est. 

34


(


36 

Fig. 1.21 – (Haut) Image GoogleMaps de la région de la Quebrada Camarones. (Bas) Interprétation géologique de la région du réseau 

hydrographique de Camarones. C1, C2, C3, C5 et C6 correspondent aux photographies présentées sur la planche en Fig.1.22.


(


Fig. 1.22 – Planche de photographies montrant le pendage des unités d’âge Jurassique, au niveau de 

la Côte et de la Cordillère Côtière (C1, C2 et C5). C3, C5 et C6 indiquent la relation stratigraphique 

(biseau et discordance angulaire, respectivement) entre les unités sédimentaires d’âge Tertiaire et les 

roches d’âge Jurassique. La profondeur de l’incision est de 800 m au niveau de C5. Les dépôts du 

bassin de la Pampa Del Tamarugal à pendage est reposent en biseau sur les séquences sédimentaires 

et volcanique d’âge Jurassique et Crétacé pentées de 25 à 35˚vers l’Est. Voir Fig.1.21 pour localisation. 

38


(


40 

Fig. 1.23 – (Haut) Image GoogleMaps de la région des Quebradas Tana et Tiliviche. (Bas) Interprétation géologique de la région des Quebradas 

Tiliviche et Tana. T1, T2 et T3 correspondent aux photographies présentées sur la planche Fig.1.24. Les dépôts du bassin de la Pampa Del 

Tamarugal reposent en discordance sur les intrusifs d’âge Mésozoïque. Points vert et blanc : localisation des âges estimés dans la région. Les 

âges de la surface supérieure sont compris entre 5.5 et 23 Ma. Ils ne correspondent pas tous à la même surface (Evenstar et al. [2009]). Certains 

datent la pédiplaine de Choja, d’autres la pénéplaine d’Atacama.


(


Fig. 1.24 – Planche de photographies illustrant la morphologie de la Côte à l’exutoire de la Quebrada 

Tiliviche (T1), et les relations stratigraphiques (biseau) entre les unités sédimentaires d’âge Tertiaire et 

les roches d’âge Jurassique (T2 et T3). (T1) : Photographie et interprétation géologique et structurale 

à l’exutoire de la Quebrada Tiliviche (cf. Fig.1.23). La faille normale de Pisagua, dont le pendage est 

d’environ 40˚W, recoupe les roches intrusives d’âge Jurassique. Elle est très visible en carte (Fig.1.23). 

Les dépôts sédimentaires d’âge Cénozoïque recouvrent les roches intrusives et sont recoupées à l’Est 

par la faille. Les photographies T2, T3 illustrent le dépôt des unités tertiaires du bassin de la Pampa 

Del Tamarugal sur la Cordillère Côtière. La photographie T4 présente des niveaux de terrasses observés 

dans le canyon de Retamilla (continuité de Tiliviche vers l’Est), à la base du Front Ouest Andin. 

42


(


Fig. 1.25 – (Haut) Image GoogleMaps de la région du Loa. (Bas) Interprétation géologique de la 

région du Loa. Les dépôts du bassin de la Pampa Del Tamarugal reposent en discordance sur les roches 

d’âge Paléozoïque/Précambrien et Mésozoïque. L1 à L7 correspondent aux photographies présentées 

sur la planche en Fig.1.24. 

44


(


millions d’années en raison du climat aride voire hyper aride de la région depuis plus de 10 

Ma (Rech et al. [2006] ; Olivares Vasquez [2006]). L’origine de ce système de failles inverses 

de direction Est/Ouest localisé à 21˚S n’est pas encore déterminée. 

46


(


1.2.5.5 Géologie et structures tectoniques de la Péninsule de Mejillones 

La Péninsule de Mejillones est une singularité morphologique et géologique à l’échelle du 

Bloc Marginal du Nord Chili. Elle présente trois horsts sur sa partie occidentale composés 

des plus anciennes roches du Bloc Marginal qui sont des roches du socle du bassin andin 

(Fig.1.27). Elle présente deux baies, ou pampas, dont les surfaces ont des pendages opposés. 

Ces baies sont recouvertes de sédiments marins et continentaux d’âge Quaternaire. 

De nombreuses lignes de paléo rivage sont repérables sur chacune de ces baies. Les lignes 

de rivage les plus hautes cartographiées sur la Pampa Mejillones situées vers le centre de 

la Péninsule appartiennent au stade isotopique marin MIS 11 (~ 440 ka) et les plus basses 

situées vers la côte appartiennent au stade isotopique marin MIS 5 (125 ka) (Ortlieb [1996] ; 

Marquardt et al. [2004]). Ces lignes de paléo rivage témoignent d’un soulèvement continu de 

la Péninsule depuis au moins l’ensemble du Quaternaire correspondant à un taux compris 

entre 0,25 et 0,4 mm/an (Ortlieb [1996] ; Marquardt et al. [2004]). 

La Péninsule de Mejillones est traversée par plusieurs failles normales de direction Nord 

Sud s’étendant sur plusieurs kilomètres ainsi que par un système de failles normales en éche- 

lon associé à des grabens, ou fossés d’effondrement [Armĳo and Thiele, 1990]. Ces failles sont 

représentées sur la Fig.1.27. Elles définissent une activité tectonique d’âge Quaternaire et un 

régime extensif de direction Est/Ouest localisé au niveau de la côte, orthogonal à la direction 

de convergence (Armĳo and Thiele [1990]). La photographie PM1 présente la faille de Caleta 

Herradura qui provoque le basculement des unités sédimentaires remplissant un petit bassin 

(Fig.1.28). La photographie PM2 permet de voir la trace de la faille de Mejillones (indiquée 

par les flèches blanches) au pied du Morro Mejillones (Fig.1.27 et Fig.1.28). L’escarpement de 

faille associé à la faille de Mejillones est d’environ 6 m sur l’ensemble de la trace de la faille. 

L’activité de cette faille serait Holocène. L’observation de plusieurs échelles de facettes trian- 

gulaires au niveau de la faille de Mejillones sur la Fig.1.28, indique qu’une activité continue 

est nécessaire à leur observation. [Marquardt et al., 2004] estime la vitesse de cette faille entre 

0,2 et 0,3 mm/an par datations de cônes alluviaux décalés par la faille. Une déformation des 

lignes de paléo rivage est visible à proximité de la faille de Mejillones (baie Nord). La présence 

d’un graben de 2 km de large associé à la présence de nombreux escarpements et fractures au 

48


(


Fig. 1.28 – Planche de photographies indiquant les structures et objets morphologiques observés sur la 

Péninsule de Mejillones. (PM1) Vue de Caleta Herradura marquée par la faille de Caleta Herradura. 

Cette faille est une faille normale (indiquée par les flèches blanches) qui provoque le basculement 

vers l’Ouest des unités sédimentaires déposées dans cette baie (soulignées en pointillés noirs). (PM2) 

Photographie de la trace de la partie Nord de la faille Mejillones. Les facettes triangulaires résultant 

de l’activité de la faille et de l’érosion (faible) sont très bien discernables. La hauteur du relief est de 

400 m. (PM3) Graben situé dans la partie Sud de la Péninsule de Mejillones. Il est entouré de failles 

normales qui découpent la baie Sud. Ces trois photographies caractérisent un régime extensif sur la 

Péninsule. 

50


(


La présence d’autres failles en mer a été déduite des données bathymétriques obtenues 

autour de la Péninsule (von Huene et al. [1999]) (Fig.1.30). Des escarpements topographiques 

imagés dans la partie supérieure de la marge continentale sont interprétés comme le résultat de 

l’activité récente de failles normales (Delouis et al. [1998] ; von Huene et al. [1999] ; González 

et al. [2009]). Le régime tectonique principal localisé au niveau de la côte au Nord Chili est 

donc un régime extensif Est/Ouest défini par des failles normales et des systèmes extensifs 

(grabens et failles en échelon). [Delouis et al., 1998] ; Adam and Reutter [2000] proposent que 

ces failles normales correspondent à des effondrements gravitaires de la marge continentale 

en réponse au phénomène d’érosion tectonique en base de croûte. [Delouis et al., 1998] et 

[Marquardt et al., 2004] pensent que l’activité tectonique crustale est contrôlée par les gros 

séismes de subduction. [Armĳo and Thiele, 1990] proposent que ces failles ont été formées 

dans un contexte extensif favorisé par un changement de pendage de l’interface de subduction. 

52


(


basculement était déjà en cours avant le dépôt des unités d’âge Crétacé. 

Au niveau de la flexure topographique, les roches d’âge Jurassique d’origine marine et 

d’âge Crétacé d’origine continentale, sont observées à l’intérieur des canyons creusés par les 

cours d’eau. Ces roches sont affectées par des plis à vergence ouest et sont recouvertes en 

discordance par les dépôts d’âge Tertiaire du bassin de la Pampa Del Tamarugal ainsi que par 

la couverture volcanique d’âge Miocène au Nord de la zone d’étude. La discordance marque la 

surface de la pédiplaine de Choja/Tarapaca. Ces unités ont donc été fortement déformées et 

soulevées jusqu’à près de 4 000 m d’altitude par l’activité du système de chevauchements du 

Front Ouest Andin. Elles ont été en grande partie érodées lors de la pénéplanation précédant 

la formation de la pédiplaine de Choja/Tarapaca (Fig.1.31). Cette surface de pédimentation 

a elle aussi été plissée et déformée. La majeure partie de la déformation a probablement eu 

lieu avant le dépôt des unités d’âge Oligo-Miocène constituant le remplissage du Bassin de la 

Pampa Del Tamarugal. 

Dans la partie ouest du bassin, les dépôts d’âge Tertiaire reposent en biseau sur les 

roches d’âge Mésozoïque au niveau de la Cordillère Côtière. Cette géométrie indique qu’un 

basculement vers l’Est, permis par l’enfoncement du bassin sous le poids de la chaîne ou par 

le soulèvement de la partie côtière, a eu lieu pendant le dépôt des unités sédimentaires d’âge 

Tertiaire. Dans la partie est du bassin, ces dépôts reposent en discordance sur les roches 

d’âge Mésozoïque mais sont également plissés (Muñoz and Charrier [1996] ; Pinto [2004] ; 

Farías et al. [2005]). Des strates de croissance observées dans ces dépôts (Farías et al. [2005]) 

indiquent que la déformation est syn-sédimentaire mais qu’elle est moins intense que celle qui 

a affecté les unités d’âge Mésozoïque avant leur sédimentation. Nous pensons que le système 

de chevauchements du Front Ouest Andin est également responsable de la déformation de 

ces dépôts ce qui prolonge son activité jusqu’au Miocène supérieur. 

54


(


1.2.6 Synthèse sur les caractéristiques du Bloc Marginal 

Le Bloc Marginal est un bloc, rigide, uniforme et épaissi par des mécanismes non encore 

déterminés. Il est limité à l’Ouest par le chevauchement de la subduction qui participe à 

une déformation court terme et à l’Est par le système de chevauchements ouest andin qui a 

participé à une déformation long terme c’est-à-dire permanente. Le couplage mécanique entre 

le Bloc Marginal et la subduction est fort. La nature et l’origine de ce couplage, participant 

à la formation des Andes, ne sont pas déterminées de manière satisfaisante pour expliquer la 

formation d’une chaîne de montagnes en contexte de subduction. 

Le Bloc Marginal est composé de trois unités morphologiques qui sont la marge continen- 

tale, la Cordillère Côtière et le bassin de la Pampa Del Tamarugal. La marge continentale 

comporte quelques bassins avant arc remplis par des dépôts d’âge Miocène présentant une 

sédimentation en biseau. La Cordillère Côtière correspond à l’emplacement de l’ancien arc 

volcanique d’âge Mésozoïque. Elle est principalement composée d’unités volcaniques à pen- 

dage Est. Ces unités définissent la partie occidentale du socle du bassin de la Pampa Del 

Tamarugal, lequel a été basculé vers l’Est. Ce bassin est rempli par une succession de dé- 

pôts sédimentaires et volcaniques d’âge Miocène, reposant en « onlap » sur les unités d’âge 

Mésozoïque basculées dans la partie ouest et en discordance sur les unités d’âge Mésozoïque 

plissées dans la partie est. Ces unités ont également subi un basculement syn-sédimentaire 

vers l’Est. Le basculement vers l’Est peut être expliqué par deux hypothèses non exclusives : 

(1) le Bloc s’enfonce et bascule sous le poids de la chaîne, (2) la partie côtière est soulevée et 

provoque le basculement du Bloc. 

L’érosion tectonique de la marge continentale, mise en évidence par le déplacement de 

l’arc volcanique sur plus de 200 km, a favorisé la disparition de grandes quantités de matériel 

crustal (70 km 3 /km de fosse/Ma) depuis plusieurs millions d’années (von Huene and Scholl 

[1991]). La Fig.1.32 met en évidence ce déplacement par l’âge des différentes roches volca- 

niques situées au travers du Bloc Marginal. La partie basse de la Fig.1.32 illustre l’érosion 

de la marge continentale. Le matériel érodé serait sous plaqué à l’interface de subduction 

sous la côte. Le sous placage est un mécanisme proposé pour expliquer le soulèvement de la 

Cordillère Côtière (von Huene et al. [1999] ; Adam and Reutter [2000] ; Hartley et al. [2000]). 

56


(


Les modèles proposés par [von Huene et al., 1999] et [Adam and Reutter, 2000], présentés 

à la Fig.1.33, reproduisent l’extension observée en surface du Bloc Marginal et la compression, 

déduite des données sismiques, à la base du Bloc Marginal. Ce processus peut également être 

envisagé à grande échelle pour expliquer l’épaississement du Bloc Marginal, tel qu’il a été 

proposé par [Armĳo and Thiele, 1990]. 

Fig. 1.33 – Modèles de déformation de la marge continentale au Nord Chili expliquant la tectonique 

extensive observée en surface ainsi que les contraintes compressives localisées à l’interface de subduction. 

Modifié d’après [von Huene et al., 1999]. Ces auteurs proposent que le soulèvement de la Cordillère 

de la Côte entraîne une déstabilisation de la marge continentale et son effondrement gravitaire. Les 

loupes de glissement seraient entrainées dans la fosse, subductées et ensuite sous plaquées permettant 

l’épaississement et le soulèvement. [Adam and Reutter, 2000] proposent une illustration plus détaillée 

de cette hypothèse d’effondrement gravitaire indiquant les différents régimes de contraintes au sein du 

prisme que constitue la marge continentale. 

58


(

1.3 Les marqueurs d’une déformation récente du Bloc Marginal 

Fig. 1.34 – Caractéristiques de l’Escarpement Côtier d’après un stack de profils Nord/Sud (voir 

Chapitre 2) du Bloc Marginal et de photographies. La partie côtière du Bloc Marginal est marquée 

par une falaise de 1 km de haut et de 700 km de long appelée Escarpement Côtier (en vert sur le 

stack). Les photographies (CS1), (CS2) et (CS3) rendent compte de la continuité et de la hauteur de 

cette falaise, de sa pente et de sa morphologie particulière. Le haut de cette falaise se corrèle avec la 

surface supérieure du bassin de la Pampa Del Tamarugal comme l’attestent le stack et la photographie 

CS(2). Cette falaise est localement entaillée par des canyons de plus de 1 000 m de profondeur. 

60


(


tonique. Cette valeur trop élevée conférerait une importance considérable à l’érosion marine, 

laquelle est estimée assez faible par [Guilcher, 1966]. Par ailleurs, les données bathymétriques 

indiquent la présence d’une plateforme de moins de 10 km de large au pied de l’Escarpement 

Côtier (Scholl et al. [1970]). La largeur de la plateforme résultant de l’érosion marine est dix 

fois plus petite que celle estimée par [Mortimer and Saric, 1972] qui serait d’environ 130 km. 

La faible largeur de la plateforme marine ne permet pas de justifier l’hypothèse d’une érosion 

marine pour la formation de l’Escarpement Côtier. 

1.3.1.2 Origine tectonique 

L’origine tectonique proposée implique que l’Escarpement Côtier résulte de l’activité d’un 

système de failles normales situées le long de la côte (Brüggen [1950] ; Rutland [1971] ; Pas- 

koff [1979] ; Armĳo and Thiele [1990]). La Fig.1.36 illustre cette hypothèse. Le parallélisme 

de l’Escarpement avec la direction de la fosse et celle des autres unités du Bloc Marginal, 

ses dimensions de grande échelle et sa proximité spatiale avec le plan de subduction sont des 

arguments en faveur d’une origine tectonique. Le système de failles normales en mer serait lié 

à la présence d’un changement de pendage de l’interface de subduction, favorisant la forma- 

tion de contraintes extensives de direction Est/Ouest sur la côte (Armĳo and Thiele [1990]). 

La Fig.1.36, représente le mécanisme de formation de ce système de failles. [Brüggen, 1950], 

[Paskoff , 1979] et [Armĳo and Thiele, 1990] attribuent une formation récente (quelques mil- 

lions d’années) à l’Escarpement Côtier en raison de la présence de failles normales d’activité 

Quaternaire sur le continent qu’ils associent au système de failles de l’Escarpement Côtier. 

Deux objections ont été émises envers cette hypothèse. 

La principale objection qui a été faite à l’hypothèse tectonique pour la formation de 

l’Escarpement Côtier a été proposée par [Mortimer and Saric, 1972]. L’absence d’observation 

de failles normales en mer, au pied de l’Escarpement est utilisée comme un argument contre 

la formation de l’Escarpement Côtier par un système de failles normales situées en mer. Or, 

les études bathymétriques et les campagnes de sismique réflexion effectuées au large de la 

côte révèlent la présence d’escarpements topographiques (Delouis et al. [1998] ; von Huene 

et al. [1999] ; González et al. [2009]). Ils ont été interprétés comme les marqueurs de l’activité 

62


(


de failles normales de direction Nord/Sud à pendage principalement ouest situées au pied 

de l’Escarpement Côtier (Muñoz and Fuenzalida [1997] ; Delouis et al. [1998] ; von Huene 

et al. [1999] ; von Huene and Ranero [2003] ; González et al. [2009]). L’observation répétée 

de tels escarpements le long de la côte chilienne indique que cette première objection n’est 

donc plus valable pour réfuter l’hypothèse tectonique. De plus, nous avons vu au paragraphe 

précédent que [Mortimer and Saric, 1972] font intervenir une tectonique extensive avec des 

failles normales, associée au soulèvement de la Cordillère Côtière. Cette hypothèse n’est donc 

plus vraiment contraire à celle proposée par [Brüggen, 1950] ; [Rutland, 1971] ; [Paskoff , 1979] ; 

[Armĳo and Thiele, 1990]. 

64


(


La deuxième objection faite à l’hypothèse tectonique par [Mortimer and Saric, 1972] est le 

tracé sinueux de l’Escarpement qui n’est pas aussi rectiligne que peut l’être un escarpement 

de faille. [Rutland, 1971] et [Paskoff , 1979] proposent que ce tracé sinueux résulte d’une 

érosion marine secondaire à la formation de l’escarpement de faille. Cette érosion marine 

aurait provoqué le recul de l’Escarpement sur plusieurs kilomètres. [Paskoff , 1979] estime la 

distance du recul par la largeur de la plateforme continentale additionnée à la largeur de la 

terrasse d’abrasion marine. D’après la topographie, la distance de recul de la côte est égale 

à 7 ± 2 km. L’action érosive des vagues aurait été facilitée par un épisode de transgression 

marine au Pliocène Moyen (< 5 Ma). Cette transgression empêche la plateforme d’abrasion 

de jouer le rôle de “frein” à l’érosion marine (Paskoff [1979]). Une érosion marine qui a suivi 

la formation de l’Escarpement Côtier en tant qu’escarpement de faille, peut expliquer le tracé 

sinueux de ce dernier. 

1.3.1.3 Âge de formation de l’Escarpement Côtier 

L’Escarpement Côtier recoupe principalement les roches d’âge Mésozoïque de la Cor- 

dillère Côtière. Il recoupe également de petits bassins perchés situés sur la partie ouest de la 

Cordillère Côtière, dont l’épaisseur du remplissage sédimentaire est rendue visible. Le bassin 

perché représenté sur la photographie en Fig.1.37 en est un exemple. Il est situé à une altitude 

de 860 m au-dessus du niveau marin et s’étend sur plus de 5 km le long de la Cordillère Cô- 

tière. La datation de niveaux volcaniques intercalés dans la partie supérieure du remplissage 

de ce bassin permet d’attribuer un âge de 18 Ma au dépôt des sédiments de ce bassin (cf. « 

Annexe D »). Cet âge est plus vieux que l’époque de recoupement par l’Escarpement Côtier. 

L’âge des dépôts de ce bassin est similaire à celui qui a été attribué à une séquence volcanique 

situé sur la côte au niveau de la Quebrada Camarones (21 Ma) (García [2002]). 

À la latitude d’Iquique (20˚14’S), une séquence sédimentaire située vers 550 m d’altitude 

alternant des graves, des sables, des limons et des cendres sur 200 m d’épaisseur, est recoupée 

par l’Escarpement Côtier (Tolorza et al. [2009]). Cette séquence est appelée Graves d’Alto 

Hospicio (Marquardt et al. [2008]). Cette séquence sédimentaire alluviale est associée à un 

ancien niveau de base, qui étant donné sa proximité avec la ligne de côte, aurait été formé 

66


(


à proximité du niveau de la mer impliquant que l’Escarpement Côtier n’existait pas encore 

(Tolorza et al. [2009]). Les cendres retrouvées dans cette séquence sédimentaire ont été datées 

par la méthode 40 Ar/ 39 Ar. Plusieurs âges ont été obtenus sur plagioclase et biotite. Ils sont 

de 2,77 ± 0,3, 5,8 ± 0,16 Ma et 14,20 ± 0.08 et 14,99 ± 0.17 Ma (Tolorza et al. [2009] ; 

Marquardt et al. [2008]). Une autre unité volcanique présente dans une séquence alluviale 

recoupée par l’Escarpement Côtier, située 40 km plus au Sud, a été datée à 5,62 ± 0,1 Ma 

(Allmendinger et al. [2005]). 

L’Escarpement Côtier est localement bordé par une plateforme côtière de quelques cen- 

taines de mètres à plusieurs kilomètres de large. Cette plateforme côtière présente des terrasses 

marines d’âge Quaternaire résultant des hauts niveaux marins correspondant aux derniers in- 

terglaciaires. L’âge des terrasses les plus vieilles (et géographiquement, les plus hautes) permet 

de contraindre l’âge minimum de formation de l’Escarpement Côtier. Au Nord de la Pénin- 

sule de Mejillones, quatre niveaux de terrasses sont observés sur la plateforme. La plus vieille 

terrasse est recouverte par un niveau de cendres datées à 2,61 ± 0,1 Ma (Marquardt [2005]). 

L’âge de formation de l’Escarpement côtier est au minimum de 2,61 ± 0,1 Ma. 

Les âges indiqués dans cette partie montrent que l’âge maximal de formation de l’Escar- 

pement Côtier est difficile à contraindre. De multiples âges existent et l’absence de précision 

concernant les niveaux datés rendent imprécis l’âge maximal de formation de l’Escarpement 

Côtier. Nous pouvons seulement affirmer qu’il est plus récent que 18 Ma et plus vieux que 

2.61 ± 0.3 Ma. 

1.3.1.4 Synthèse 

Les arguments contre l’hypothèse tectonique justifiant la formation de l’Escarpement 

Côtier ne sont aujourd’hui plus pertinents quant aux récentes observations morphologiques 

effectuées et après avoir analysé en détail l’hypothèse concurrente. L’hypothèse privilégiée 

dans cette étude est la formation d’un escarpement de faille produit par un système de 

failles normales puis modifié par érosion marine (Rutland [1971] ; Paskoff [1979] ; Armĳo and 

Thiele [1990]). Cette hypothèse justifie le tracé sinueux observé et l’absence de faille au pied 

de l’Escarpement. L’âge de formation de cette structure serait assez récent. Des contraintes 

68


(


Fig. 1.38 – Profils Est/Ouest montrant les enveloppes minimum, moyenne et maximum de la topographie 

pour chaque section considérée. Cette représentation fait ressortir les profils de rivière (= profil 

minimum). Dans le cas de la section de Camiña, un changement de convexité dans le profil apparaît. 

[Farías et al., 2005] interprètent le changement de concavité comme la superposition des incisions de 

la Précordillère et de la côte (reliée à l’ouverture du drainage vers l’Océan). L’incision dans les sections 

nord est beaucoup plus profonde. Ceci est interprété comme une ouverture du drainage vers l’Océan 

plus ancienne que pour la section de Camiña. D’après [Farías et al., 2005]. 

Pour les rivières connectées avec l’Océan, ce changement relatif de niveau de base est 

interprété de manière tectonique par un soulèvement local de la Cordillère Côtière et/ou par 

une subsidence de segments crustaux en avant de la côte (Zeilinger et al. [2005] ; Kober et al. 

[2006]). Ces mécanismes forcent les rivières à creuser la topographie soulevée pour rejoindre 

leur niveau de base qui se situe au niveau de l’Océan. La grande profondeur de ces incisions 

ne résulte pas uniquement d’une tectonique locale mais plutôt d’un soulèvement régional de 

la marge de subduction (García and Hérail [2005]). Cette hypothèse est unanimement ac- 

ceptée pour expliquer les profondes incisions qui dissèquent la surface d’âge Oligo-Miocène 

à Pliocène du « Multiple Stage Pediment » depuis le plateau de l’Altiplano jusqu’à l’Océan 

Pacifique (Thouret et al. [2007] ; Schildgen et al. [2009] ; Schildgen et al. [2010]). Le méca- 

70


(


eu lieu sur une courte durée. De tels événements climatiques devraient pouvoir être observés 

dans la morphologie et en particulier au niveau des réseaux de drainage du bord occidental 

de l’Altiplano par la remobilisation massive de grandes quantités de matériel détritique ou 

par la formation de multiples cours d’eau très incisés dans les surfaces d’âge Oligo-Miocène. 

L’hypothèse d’une augmentation des précipitations comme moteur pour le débordement de 

la Cordillère Côtière n’est pas supportée par les conditions climatiques arides voire hyper 

arides qui prévalent dans cette région depuis plusieurs millions d’années (Alpers and Brimhall 

[1988] ; Hartley and Chong [2002] ; Wörner et al. [2002] ; Hartley et al. [2005] ; Rech et al. 

[2006] ; Olivares et al. [2008]). 

Fig. 1.39 – Contraste entre la surface aplanie et ancienne du relief de la Cordillère Côtière et l’incision 

spectaculaire de ce relief par la rivière Tiliviche. Le canyon, large de 2 700 m, est profond de 1 000 m. 

La même observation peut être effectuée à chaque exutoire de rivière au Nord Chili témoignant d’un 

changement drastique des conditions d’érosion/incision postérieur à la formation de la surface de la 

Pampa Del Tamarugal. 

De plus, le bassin de la Pampa Del Tamarugal et son remplissage sont vus dans cette 

hypothèse comme une cuvette remplie d’eau, prête à déborder vers l’Océan. Les unités sé- 

dimentaires résultant de ces conditions devraient être observées dans la partie Nord de la 

région étudiée. Or, aucun dépôt lacustre de grande ampleur ni même aucune érosion des 

surfaces sédimentaires El Diablo ne sont observés à proximité de la Cordillère Côtière. Si 

un débordement a eu lieu, des dépôts d’âge Miocène Supérieur voire d’âge Plio/Pléistocène 

72


(


Les plus récents dépôts incisés dans le bassin de la Pampa Del Tamarugal se trouvent dans 

la région de Quillagua-Llamara, au niveau du Lac Soledad. L’âge de la dernière unité formée 

dans le lac Soledad avant toute connexion avec l’Océan permet d’attribuer un âge maximum 

à l’initiation de l’incision par le Loa. Elle correspond à la Formation Soledad. 

Les évaporites de cette formation ont pratiquement toutes été érodées et remobilisées par 

la connexion de la rivière du Loa avec l’Océan. La carte présentée en Fig.1.40 indique la 

localisation des dépôts encore présents de cette unité. Ils sont visibles sur les points hauts 

du relief du Salar de Llamara constitués par le Lomas de la Sal, les Cerros Soledad, le 

Cerro hilaricos et le Cerro Termino. Nous adoptons ici la nomenclature locale pour plus de 

facilité avec les âges et études déjà publiés. Seul un âge minimum des dépôts de la Formation 

Soledad a pu être estimé de manière relative. Il est plus jeune que l’âge de la Formation 

Quillagua sous-jacente (Rieu [1975] ; Jensen [1992]). Une unité volcanique située à la base 

de la Formation Quillagua a été datée à 5,8 ± 0.4 Ma (Sáez et al. [1999] ; Bao et al. [1999]). 

La localisation des échantillons prélevés et datés est donnée sur la Fig.1.40. Des données 

magnéto stratigraphiques confirment l’âge Pliocène de la Formation Quillagua (Garcés et al. 

[1994]). D’autres datations ont été effectuées dans cette région par [Jensen and Siglic, 2009]. 

Ces auteurs proposent une interprétation différente des séquences sédimentaires observées au 

niveau du Salar de Llamara. Ils ont daté un niveau de tufs gris à 4.2 ± 0.4 Ma (K/Ar sur 

biotites) situé à une centaine de mètres sous la surface du salar et stratigraphiquement sous la 

formation Quillagua donc plus vieux que cette dernière. L’initiation de l’incision des dépôts 

au niveau du Salar de Llamara par la rivière du Loa contraint l’époque de connexion avec 

l’Océan plus récemment que 4.2 ± 0.4 Ma, soit post Pliocène. 

L’âge d’initiation de l’incision des rivières endoréiques est contraint par l’âge de la sur- 

face sur laquelle les incisions se développent. Les incisions situées entre 19˚30’S et 22˚30’S 

creusent dans la surface sédimentaire de la Pampa Del Tamarugal ou pénéplaine d’Atacama. 

Les derniers dépôts mis en place dans cette région correspondent aux dépôts du membre 5 

de la Formation Altos de Pica (ou formation El Diablo). L’âge d’incision est plus jeune que 

l’âge de la formation incisée. L’âge du membre 5 de la Formation Altos de Pica est corrélé 

de manière chrono stratigraphique à celui de la Formation El Diablo (18˚30’ à 19˚30’S) 

74


(


dont l’âge est estimé à 7,5 ± 0,1 Ma (García et al. [2004] ; Pinto [2004] ; Farías et al. [2005]) 

(explicité précédemment). L’âge du membre 5 de la Formation Altos de Pica et donc l’âge 

maximal d’incision est de 7,5 ± 0,1 Ma. De plus, l’ignimbrite Carcote, dont l’âge a été estimé 

à 5,4 Ma, est observée au fond des vallées incisées dans cette flexure (Hoke et al. [2007]). Ceci 

signifie que l’incision était déjà en cours il y a 5,4 Ma. Par ailleurs, cette région présente un 

cône alluvial très large reflétant l’érosion d’un grand volume de roches appelé Cône d’Arcas 

(21˚50’S). Une ignimbrite située à la base du cône alluvial a été datée à 7,2 ± 0,2 Ma (Kiefer 

et al. [1997]). Cet âge contraint le début de la sédimentation du cône alluvial d’Arcas et donc 

l’initiation de l’incision à plus récente que 7,2 Ma. 

1.3.2.4 Synthèse 

Deux hypothèses ont été avancées pour expliquer l’origine des incisions exoréiques. L’hy- 

pothèse de l’incision provoquée par le débordement du remplissage sédimentaire du bassin est 

peu pertinente étant donné le climat hyper aride existant depuis plusieurs millions d’années et 

l’absence de sédiments d’âge très récent (Plio/Pléistocène) au niveau de la Cordillère Côtière. 

Cette hypothèse de débordement implique de plus que la surface du bassin de la Pampa Del 

Tamarugal était déjà haute lors du remplissage sédimentaire. Or, aucune donnée ne permet 

de justifier cette hypothèse. L’hypothèse d’un soulèvement tectonique local proposée au Nord 

(18˚30’S) est donc privilégiée pour expliquer la formation des profondes incisions dans la ré- 

gion Nord (Zeilinger et al. [2005] ; Kober et al. [2006]). Une hypothèse doit être proposée afin 

d’expliquer l’incision du Loa dans la région Sud. L’hypothèse du soulèvement tectonique est 

donc l’hypothèse que nous privilégions devant les observations et arguments précisés dans ce 

manuscrit. Celle-ci est appuyée par une observation morphologique simple, à grande échelle, 

de [Castelltort and Simpson, 2006] (Fig.1.41). Ces auteurs pensent que le réseau hydrogra- 

phique du Nord Chili se développe depuis les sommets, à l’Est de la Pampa Del Tamarugal, 

jusqu’à la côte, à l’Ouest du bassin. Ils considèrent ce réseau comme le marqueur d’une surface 

récemment soulevée. Le réseau hydrographique témoignerait du soulèvement et de l’incision 

récente du bassin de la Pampa Del Tamarugal. 

76


(


Fig. 1.41 – La topographie (données SRTM3) de la marge andine au Nord Chili est considérée par 

[Castelltort and Simpson, 2006] comme un exemple typique de propagation d’un front montagneux. 

L’échelle en noir équivaut à 50 km. Les cours d’eau descendent vers l’Ouest et remplissent le bassin 

avant arc, qui a été ensuite soulevé et incisé. De ce fait, les cours d’eau coalescent vers l’aval et 

leur espacement augmente. En raison du climat aride, les surfaces situées entre les canyons restent 

intactes. Remarquer les deux cours d’eau au centre de l’image qui étaient séparés au départ et qui se 

rejoignent près de la ligne de côte. Pour [Castelltort and Simpson, 2006], cette organisation et cette 

morphologie témoigneraient d’une progression de l’incision vers la côte due à une surrection récente 

du Bloc Marginal. Modifié d’après [Castelltort and Simpson, 2006]. 

Les rivières endoréiques qui incisent uniquement la flexure topographique reflèteraient 

donc un soulèvement de surface de l’Altiplano par rapport à la surface de la Pampa Del 

Tamarugal. Des taux de soulèvement de l’Altiplano ont déjà été proposés par [Farías et al., 

2005], [Victor et al., 2004], [Pinto, 2004] et [Hoke et al., 2007]. Le plateau de l’Altiplano au- 

rait subi un soulèvement compris entre 1 000 et 2 600 m depuis le Miocène. L’observation de 

sédiments lacustres basculés vers l’Ouest au niveau du canyon du Loa (Mortimer and Saric 

[1972]) ainsi que les paléo-lignes de rivages de l’ancien Lac Soledad présentant une limite Est 

au niveau de la Meseta de la Sal plus haute que la limite Ouest contre la Cordillère Côtière, 

traduisent un basculement vers l’Ouest du Bloc Marginal. Ces indices morphologiques sug- 

gèrent que le taux de soulèvement de l’Altiplano est plus grand que celui de la partie côtière. 

78


(

1.4 Déformation côtière récente du Bloc Marginal et relation avec les processus 

de subduction 

1.4 Déformation côtière récente du Bloc Marginal et relation 

avec les processus de subduction 

Les terrasses marines d’âge Quaternaire observées le long de la côte péruvo-chilienne 

traduisent une surrection côtière récente dont les évidences font l’unanimité auprès de la 

communauté scientifique et dont les mécanismes de formation seraient reliés aux processus 

de subduction. 

1.4.1 Les terrasses marines, marqueurs d’une surrection côtière récente 

Depuis le Pérou jusqu’au centre Chili, la côte est marquée localement par des terrasses 

marines et/ou des plateformes d’abrasion d’âge Quaternaire. Ces terrasses correspondent à 

des bandes de terre étroites étagées parfois sur plus de 10 niveaux et bordées de chaque côté 

par deux petites falaises comme on peut l’observer sur la Fig.1.42. Cette zone correspond à 

la baie de Chala (15˚50’S/74˚14’W) où plus de 15 niveaux de terrasses successifs ont été 

définis sur une largeur de 6 km sur le continent (Saillard [2008]). 

Les terrasses marines d’abrasion résultent de l’interaction entre l’eustatisme et la tec- 

tonique régionale. Elles peuvent donc être considérées comme des marqueurs de la paléo- 

dynamique côtière du Pérou-Chili en relation avec les processus de subduction. La détermi- 

nation de l’altitude des terrasses sert à estimer des taux de soulèvement de la côte. 

Leur formation est liée aux cycles glacio eustatiques, c’est à dire aux variations du ni- 

veau marin entre les périodes glaciaires et interglaciaires. Les terrasses marines d’abrasion 

sont généralement formées par les hauts niveaux marins pendant les maxima interglaciaires. 

Pendant ces périodes, la transgression de la mer va permettre l’érosion de la côte sur une 

distance qui dépend de la lithologie, du pendage des couches et de la durée du maximum 

interglaciaire. Pendant la période glaciaire qui se manifeste par la régression de la mer, la 

terrasse est mise à nu et sera préservée si une surrection la met hors d’atteinte des hauts 

niveaux marins successifs. Par conséquent, une terrasse marine d’abrasion n’est pas obliga- 

toirement préservée si l’amplitude du soulèvement est plus faible que la hauteur acquise par 

le haut niveau marin successif. La Fig.1.43 présente un schéma de formation et préservation 

ou destruction de niveaux de terrasses en fonction de la valeur du soulèvement. Il est donc 

80


(


de subduction 

Fig. 1.43 – Principe de formation et de préservation des terrasses marines observées au Sud Pérou 

en fonction de la vitesse de soulèvement. Un soulèvement rapide met hors d’atteinte la surface de la 

terrasse formée pendant le dernier haut niveau marin et facilite sa préservation. Un soulèvement modéré 

n’empêche pas l’érosion de la terrasse nouvellement formée. Dans ce cas, il est difficile d’observer 

une séquence complète de terrasses correspondant aux hauts niveaux marins successifs. Il est parfois 

même possible de ne pas observer de terrasses malgré une côte en soulèvement (Saillard [2008]). 

De plus, certaines zones côtières sont privilégiées pour la formation de terrasses. Il est 

plus facile de former des terrasses dans des baies plutôt que sur un substratum rocheux. Plus 

les roches du socle sont résistantes, plus il est difficile de développer une terrasse (Pedoja 

[2003]). D’autre part, le pendage des couches est un paramètre qui influence également le 

développement des terrasses. Comme le montre la Fig.1.44, des couches horizontales favori- 

seront le développement de terrasses étagées, des couches dont le pendage est orienté vers le 

continent ralentiront le développement de larges terrasses marines. Les terrasses marines ob- 

servées sur la côte péruvo-chilienne sont développées sur le socle paléozoïque et mésozoïque 

de la Cordillère Côtière et sur les séries sédimentaires continentales du Pliocène (Saillard 

82


(


de subduction 

estiment un taux de soulèvement des terrasses marines compris entre 0,10 et 0,15 mm/an au 

cours du Quaternaire. A Hornitos, au Nord de la Péninsule de Mejillones, ces mêmes auteurs 

ont estimé un taux de soulèvement de 0,24 mm/an sur les derniers 330 ka. Sur la Péninsule 

de Mejillones, un taux de 0,15 mm/an a été estimé pendant la même période (Ortlieb [1996]). 

Ils ont également estimé un taux de 0,1 mm/an à Antofagasta, au Sud de la Péninsule 

de Mejillones. A Caldera (27˚04’S, 70˚50’W), [Marquardt et al., 2004] estime un taux de 

soulèvement des terrasses marines de 0,34 ± 0,06 mm/an. A la Serena (29˚54’S, 71˚15’W), 

[Leonard and Wehmiller, 1992] ont estimé un taux de surrection de 0,1 à 0,2 mm/an. Ces 

taux ont été précisés par [Saillard et al., 2009] avec un taux de 0,103 ± 0,069 mm/an pour la 

période 122/6 ka, et de 1,158 ± 0,416 mm/an entre 321 et 232 ka. Au Sud Chili, au niveau de 

la Péninsule d’Arauco (37˚15’S, 73˚19’W), [Melnick et al., 2009] ont estimé un taux de 1,8 

mm/an pour le Pléistocène, soit deux fois plus importants que le taux moyen pour la région 

comprise entre 33˚30’S et 40˚S (Melnick et al. [2006]). 

Toutes ces observations de terrasses ponctuelles le long de la côte péruvo-chilienne, tra- 

duisent un soulèvement apparemment discontinu dont les variations sont comprises entre 0,1 

et 0,4 mm/an, sauf pour les péninsules où les taux paraissent plus élevés. [Marquardt et al., 

2004], [Saillard et al., 2009] et [Regard et al., 2010] ont réalisé des synthèses de ces divers 

taux de soulèvement. La Fig.1.45 présente la synthèse effectuée par [Marquardt et al., 2004]. 

On remarque que les péninsules présentent les plus forts taux de soulèvement grâce à la pré- 

sence de terrasses marines qui permettent d’établir cette conclusion. Or, [Marquardt et al., 

2004] considère que les zones qui ne présentent pas de terrasses ont un taux de soulèvement 

nul. Nous avons vu qu’un soulèvement n’était pas obligatoirement matérialisé par une ter- 

rasse, tout dépend de la nature du socle sur laquelle va pouvoir se développer la terrasse, la 

pente et l’efficacité de l’érosion marine. Donc, en réalisant une nouvelle interprétation de ce 

graphique, et en considérant que le taux de soulèvement moyen proposé par [Regard et al., 

2010] est compris entre 0,25 et 0,3 mm/an pour le Quaternaire, nous proposons un taux de 

soulèvement moyen de 0,15 à 0,3 mm/an pour l’ensemble de la côte péruvo chilienne, avec 

des taux localement plus forts situés au niveau des péninsules. 

84 

[Regard et al., 2010] estiment que ce taux est trop grand car il produirait un soulèvement


(


de subduction 

côtier de 1 000 m à l’échelle du Pliocène, c’est à dire en 4 millions d’années. Ils déduisent 

donc de leur synthèse que ce taux atteste d’une reprise du soulèvement côtier après une 

période de quiescence au Pliocène et/ou d’une accélération du soulèvement depuis les 500 

derniers milliers d’années. Or, nous avons observé deux morphologies majeures au Nord Chili 

qui présentent des dimensions de cette amplitude, l’Escarpement Côtier et les incisions qui 

traversent le Bloc Marginal, indiquant que le taux de soulèvement côtier déterminé pour 

les 500 derniers milliers d’années est envisageable sur une période de temps beaucoup plus 

longue. 

1.4.3 Les mécanismes de surrection en relation avec les processus de sub- 

duction 

D’après [Regard et al., 2010], les morphologies marines le long de la côte des Andes Cen- 

trales révèlent que cette zone a été soulevée de manière relativement continue pendant le 

Quaternaire Supérieur, excepté au niveau des péninsules. Ces auteurs supposent que le méca- 

nisme responsable de ce soulèvement opère à une échelle crustale ou lithosphérique, tels que 

les processus de subduction ou la dynamique du manteau lithosphérique. [Lallemand et al., 

1994] et [Adam and Reutter, 2000] proposent que la subsidence au large et le soulèvement 

côtier sont reliés à des processus d’érosion tectonique et de sous-placage de matériel crustal 

sous la côte. D’après [Bourgois et al., 2007], il existerait une zone très couplée sous la côte qui 

favoriserait le soulèvement et une zone fortement découplée sous la marge au large, qui subi- 

rait une érosion tectonique et une subsidence. La présence de failles normales a souvent été 

documentée au niveau des terrasses marines de la côte péruvo-chilienne (Armĳo and Thiele 

[1990] ; Delouis et al. [1998] ; Marquardt et al. [2004] ; Audin et al. [2008]). La réactivation de 

ces failles normales correspondrait selon certains scientifiques à un processus épisodique lié 

au cycle sismique de la zone de subduction (Marquardt et al. [2004] ; Delouis et al. [1998] ; 

Quezada [2003]). [Macharé and Ortlieb, 1993], [Quezada, 2003] et [Saillard, 2008] considèrent 

qu’il existe une distance fosse/côte limite au-dessous de laquelle il y a formation de terrasses 

marines d’abrasion. Cette distance a été estimée à 105 ± 5 km. Cette distance correspond à la 

projection en surface de la limite la plus profonde de la zone bloquée, ou zone sismogénique. 

86


(

1.5 Synthèse 

1.5 Synthèse 

La Fig.1.47 présente les principales conclusions listées ci-après. Le Bloc Marginal est un 

bloc épaissi, haut et basculé situé entre deux chevauchements d’échelle crustale. Il est défini 

comme un « bloc » au sens propre du terme et se comporte de manière rigide. Le couplage 

mécanique entre le Bloc Marginal et la plaque subduite est fort. Il favorise l’existence d’un 

contexte extensif en surface et permettrait l’épaississement du Bloc Marginal par des pro- 

cessus de sous placage de matériel arraché à la marge continentale par le processus d’érosion 

tectonique. 

Le Bloc Marginal est composé de roches volcaniques et intrusives d’âge Mésozoïque for- 

mant le socle du bassin de la Pampa Del Tamarugal. Celui-ci est rempli par une alternance de 

dépôts continentaux sédimentaires et volcaniques d’âge Tertiaire, provenant de l’érosion de la 

chaîne en formation. La partie occidentale du bassin témoigne d’un basculement de celui-ci 

vers l’Est qui est mis en évidence par le pendage des unités géologiques du Bloc Marginal. La 

partie orientale du bassin est déformée par le système de chevauchements à vergence ouest. 

Celui-ci aurait participé au soulèvement de surface de l’Altiplano par rapport à la surface de 

la Pampa Del Tamarugal, de plus de 2 500 m depuis moins de 30 Ma. 

Le Bloc Marginal est incisé par de profonds canyons et limité à l’Ouest par la gigantesque 

falaise de l’Escarpement Côtier. Un soulèvement d’origine tectonique est l’hypothèse privilé- 

giée dans cette étude pour expliquer la formation de chacun de ces objets morphologiques. 

Les études publiées sur l’origine de ces deux objets ne traitent jamais une origine commune 

possible de l’Escarpement et des incisions. Les origines sont donc toujours débattues. L’âge 

de la formation de ces deux objets morphologiques est similaire : il est inférieur à 10 Ma. Les 

mécanismes à l’origine de leur formation peuvent donc être liées et pourraient avoir un lien 

avec la géométrie de l’interface de subduction. 

Par ailleurs, un soulèvement régional de l’ensemble de la côte aurait lieu depuis 500 ka, 

manifesté par l’occurrence de terrasses marines d’abrasion. Le mécanisme à l’origine de ce 

soulèvement n’est pas encore déterminé. Une relation évidente existe néanmoins avec les 

processus de subduction qu’ils consistent en des mécanismes d’érosion/accrétion de la marge 

ou en des mouvements verticaux produits au cours des cycles sismiques. 

88


(

1.5 Synthèse 

Cette étude bibliographique pose deux questions auxquelles nous essaierons de répondre 

dans la suite de ce manuscrit : 

(1) Le soulèvement d’origine tectonique peut il être une origine commune à ces deux parti- 

cularités morphologiques ? (2) Peut on le tester ? 

Une étude morphologique réalisée à l’échelle du Bloc Marginal par une étude des profils 

de rivières va nous permettre de caractériser la déformation de surface long terme de la 

plaque supérieure et de déterminer l’origine commune de l’Escarpement Côtier et des incisions 

(chapitre 2). Cette déformation sera ensuite modélisée à l’aide d’un modèle d’évolution de 

paysage (chapitre 3). Ces résultats nous permettront d’appréhender les mécanismes d’un tel 

soulèvement en relation avec la géométrie de l’interface de subduction et les processus de 

subduction. 

90

CHAPITRE 2 

SURRECTION TECTONIQUE RÉCENTE DU BLOC MARGINAL 


AU NORD CHILI 

La topographie est le résultat de la compétition entre deux processus : les processus d’ori- 

gine tectonique qui participent à l’élaboration du relief et les processus de surface tel que 

l’érosion qui tendent à lisser et effacer le relief. La caractérisation des processus d’origine 

tectonique peut s’effectuer par une recherche des marqueurs de la déformation tels que les 

terrasses marines émergées et/ou fluviales, les chenaux de rivière et crêtes décalés, les facettes 

triangulaires d’un front montagneux, les moraines glaciaires décalées, etc. L’estimation de la 

géométrie initiale de ces marqueurs permet de quantifier la déformation, par rapport à leur 

état déformé observé actuellement. La caractérisation des processus de surface s’effectue par 

la reconstruction de paléo-climats, par la quantification des processus de diffusion qui in- 

fluencent le degré de préservation du marqueur au cours du temps, etc. Le Bloc Marginal du 

Nord Chili présente deux objets morphologiques majeurs très bien préservés. Ces deux objets 

sont la falaise de l’Escarpement Côtier de 1 km de haut et les profonds canyons, d’ampli- 

tude kilométrique également, développés sur toute la bordure occidentale des Andes jusqu’à 

l’Océan. Ces deux morphologies sont chacune suspectées être le résultat d’une surrection 

tectonique récente du Bloc Marginal (< 10 Ma) (Armĳo and Thiele [1990] ; Zeilinger et al. 

91


des incisions 

[2005] ; Kober et al. [2006]). Cependant, aucune analyse couplée de ces deux morphologies n’a 

été menée jusque là à l’échelle de l’ensemble du Bloc Marginal laissant le débat encore ouvert. 

Pour certains, l’Escarpement Côtier ne constituerait qu’une falaise résultant de l’érosion ma- 

rine d’un haut relief (Mortimer and Saric [1972]) et un objet morpho-climatique observable 

au Nord Chili uniquement parce que les conditions climatiques permettent sa préservation 

(Quezada et al. [2010]). Les incisions seraient également le reflet de changements climatiques 

ayant favorisé le débordement du bassin sédimentaire de la Pampa Del Tamarugal par-dessus 

le relief côtier (Mortimer and Saric [1972] ; García et al. [2011]). Nous proposons dans cette 

étude d’identifier les marqueurs d’une déformation subie par le Bloc Marginal à l’aide d’une 

analyse morphologique réalisée à l’échelle de la marge de subduction intégrant à la fois l’Es- 

carpement Côtier et le réseau hydrographique, de déterminer le type et l’amplitude de la 

déformation ainsi mise en évidence. 

2.2 Conditions paléo-climatiques de la mise en place de l’Es- 

carpement Côtier et des incisions 

Actuellement, le bord occidental des Andes Centrales est situé dans une région particuliè- 

rement aride (Fig.2.1). Cette aridité est entretenue par la présence de la barrière orographique 

que constitue la chaîne des Andes en limitant la propagation vers le Sud Ouest des masses 

d’air humide venant de l’Atlantique (Garreaud et al. [2003] ; Bookhagen and Strecker [2008]). 

Le courant océanique de Humboldt remontant le long des côtes du Chili et du Pérou parti- 

cipe également à ce climat en limitant l’évaporation au large des côtes du Chili (Garreaud 

et al. [2010]). Le courant de Humboldt (Fig.2.1) est un courant océanique froid, venant des 

profondeurs, qui abaisse la température des eaux de surface au large des côtes chiliennes 

et péruviennes. Ce processus limite l’évaporation au-dessus de l’Océan Pacifique ayant pour 

conséquence la diminution des précipitations sur la côte. Les taux de précipitations des Andes 

Centrales sont inférieurs à 300 mm/an sur le bord occidental de l’Altiplano et sont quasi nuls 

sur la côte (Fig.2.1 et Fig.2.2). 

92

Surrection tectonique récente du Bloc Marginal au Nord Chili 

Fig. 2.1 – Taux de précipitations moyens annuels (d’après [Strecker et al., 2007]) et relief de l’Amérique 

du Sud à la même échelle. La palette de couleur à gauche est fonction du taux de précipitations. 

Deux apports de précipitations majeurs sont révélés par cette carte. Les masses d’air circulant audessus 

de l’Océan Pacifique alimentent la partie côtière du Sud Chili, jusqu’à Santiago. La chaîne 

montagneuse limite la progression de ces précipitations vers l’Est, participant à l’aridification de la 

région argentine. La partie côtière Nord du Chili au Sud Pérou est aride (taux de précipitations nul). 

Les masses d’air circulant au-dessus de l’Océan Atlantique et du bassin amazonien se chargent en 

humidité et alimentent en précipitations les Andes orientales et le plateau de l’Altiplano. Le courant 

de Humboldt est un courant océanique froid qui constitue le facteur majeur d’établissement du climat 

hyper aride sur la partie côtière du Nord Chili et la Cordillère Occidentale (Garreaud et al. [2010]). 

La région du désert d’Atacama située dans la partie sud de la région étudiée est caracté- 

risée par des taux de précipitations inférieurs à 50 mm/an (Fig.2.2). Le bord occidental au 

Pérou est plus alimenté en eau que le bord occidental au Chili comme on l’observe sur la 

Fig.2.2. Les rivières de cette région prennent leur source au niveau de l’Altiplano où les taux 

de précipitations sont de plus de 300 mm/an sur le plateau de l’Altipano au Pérou (15˚S) 

et diminuent jusqu’à 20 mm/an au Chili à 22˚S. La région Nord Chili est marquée par un 

gradient de précipitations décroissant depuis 18˚S jusqu’à 24˚S (Fig.2.2 et Fig.2.3). Ce gra- 

dient se manifeste surtout pendant les mois de Décembre/Janvier/Février caractérisés par 

l’Hiver Bolivien (cf. « Annexe B »). L’Hiver Bolivien correspond à une progression saison- 

nière depuis le Nord Est vers le Sud Ouest des masses d’air humide qui se sont développées 

93


des incisions 

au-dessus de l’Atlantique et qui passent au-delà de la barrière topographique de la Cordillère 

des Andes via l’Amazonie alimentant les rivières du Pérou et les rivières les plus au Nord 

du Nord Chili. Des phénomènes de convection thermique associés à l’advection d’air humide 

pouvant provenir de l’Atlantique et de l’Amazonie alimentent l’air en humidité par recyclage 

continental (cycles de condensation et d’évapotranspiration) (Chaffaut and Michelot [1998]). 

Fig. 2.2 – Carte des taux de précipitations moyens annuels drappée sur la topographie (SRTM30 

+). Les données de précipitations proviennent des données TRMM 2B31 (Bookhagen [in review]). Ces 

données couvrent 9 ans d’acquisition. La résolution de ces données au sol est de 25 km 2 (0.04*0.04 

degrés). Les principales rivières du Pérou et Nord Chili (tracés blancs) montrent les zones sources des 

rivières et leur alimentation en eau indiquée par les lignes d’équi-précipitations (20, 50, 100, 150 et 

200 mm/an). Le cadre rouge et noir correspond à l’emprise utilisée pour réaliser le profil longitudinal 

de précipitations (Fig 2.3). On observe un gradient de précipitation qui recoupe la topographie (les 

Andes) vers 20˚S et s’éloigne vers le Sud Est. La partie occidentale aride est étroite au Sud Pérou et 

s’élargit progressivement vers le Sud.Les rivières situées dans le désert d’Atacama (20˚S /24˚S) sont 

moins alimentées en eau que celles situées au Sud Pérou et Nord Chili (Garreaud et al. [2010]). 

94


Fig. 2.3 – Evolution Nord/Sud des précipitations au Nord Chili. La moyenne des taux de précipitations 

sur des profils Est/Ouest a été calculée pour l’ensemble de la zone délimitée par le cadre noir 

et rouge de la Fig.2.2, entre 17˚30’S et 23˚S. Les données utilisées sont les données TRMM 2B31 

(Bookhagen [in review]) de résolution au sol de 25 km 2 . On observe une décroissance significative des 

valeurs de précipitations passant de 200 mm/an à environ 10 mm/an entre le Nord et le Sud de la 

zone considérée. 

La caractérisation d’un climat aride au Nord Chili au Quaternaire peut être extrapolée 

sur plusieurs dizaines de millions d’années. Des surfaces de piedmont anciennes au Nord Chili, 

encore exposées sur la surface de la Pampa Del Tamarugal, témoignent de conditions clima- 

tiques exceptionnelles et arides permanentes depuis plusieurs millions à plusieurs dizaines de 

millions d’années (Dunai et al. [2005]). Les datations ( 21 Ne et 3 He) de ces surfaces attribuent 

des groupes d’âges de 22 / 27 Ma, 14 / 16 Ma et 2.96 / 2.67 Ma pour les plus récentes (Evens- 

tar et al. [2005]). L’aridité existerait au moins depuis 22 Ma. [Dunai et al., 2005] ont daté 

avec la méthode du 21 Ne des surfaces supposées être des témoins du début de l’aridité à 25, 

20 et 14 Ma, ce qui est en accord avec l’âge énoncé précédemment. Des études portant sur la 

nature de dépôts marins au large des côtes du Chili révèlent que l’environnement de dépôt de 

ces formations correspondait à des conditions océaniques froides il y a 14 Ma (Tsuchi [1997]), 

suggérant qu’un courant océanique froid, ancêtre du courant de Humboldt, existait déjà au 

niveau des côtes chiliennes et participait à l’aridité de la zone. [Garreaud et al., 2010] ont 

montré que le facteur prépondérant de la mise en place de l’aridité au Nord Chili était le cou- 

rant de Humboldt. Une cordillère moins haute qu’actuellement n’exercerait aucune influence 

95


des incisions 

sur le climat du Nord Chili, contrairement à un réchauffement de l’Océan Pacifique qui fa- 

voriserait l’augmentation des précipitations sur les Andes Centrales (Garreaud et al. [2010]). 

D’autres indicateurs sont en faveur de l’existence d’un climat aride et de son renforcement de- 

puis plusieurs dizaines de millions d’années. L’arrêt de l’enrichissement secondaire en métaux 

(ou « supergene enrichment »), au niveau des roches de la Cordillère Occidentale, est associé 

à une baisse des précipitations vers 14 Ma (Alpers and Brimhall [1988] ; Sillitoe and McKee 

[1996]). La présence de sols gypseux recouvrant des sols calciques et argileux témoignent 

d’une diminution des taux de précipitations de 200 à 20 mm/an entre 20 et 10 Ma (Olivares 

et al. [2008] ; Rech et al. [2006]). [Pueyo et al., 2001] affirme que la présence de formations 

évaporitiques dans la région de Quillagua Llamara requiert des processus diagénétiques qui 

sont rarement observés dans des climats plus humides qu’actuellement. 

96


2.3 Analyse morphologique 3D du Bloc Marginal 

2.3.1 Caractérisation morphologique d’ensemble : méthode et résultats 

Fig. 2.4 – Principe de réalisation d’un stack de profils topographiques tel que nous les avons effectués 

dans cette étude. La palette de couleur présentée est fonction de l’altitude. Une série de profils topographiques 

(exemple : profils 1 à 9), ayant même longueur et même direction est réalisée à partir d’un 

modèle numérique de terrain. Ces profils sont projetés les uns sur les autres. Chaque ligne blanche 

présentée sur les stacks (sur fond noir) de cette étude correspond à un profil topographique. 

L’analyse de la morphologie 3D est effectuée par la méthode des stacks ou empilements 

de profils topographiques parallèles, projetés sur une même direction (Fig.2.4). Les données 

utilisées sont des données topographiques SRTM 3 et SRTM 30+. La résolution horizontale 

des données SRTM 3 et SRTM 30+ est respectivement de 3 secondes d’arc (soit 90 m) et 

30 secondes d’arc (soit 900 m). L’incertitude sur l’altitude de ces deux jeux de données est 

inférieure à 16 m. Cette technique de représentation permet de caractériser les différents ni- 

veaux morphologiques particuliers à la topographie du Bloc Marginal au Nord Chili tout en 

gardant l’information géographique, contrairement à l’hypsogramme. Les données topogra- 

phiques de la zone à analyser sont alors visualisées comme des modes. Deux représentations 

sont utilisées dans cette étude morphologique : le stack de profils topographiques de direction 

97


Nord/Sud et celui de direction Est/Ouest, respectivement parallèle et perpendiculaire à la 

direction de la fosse et aux principales unités morphologiques. Les variations latitudinales 

étant assez grandes, les profils de direction Est/Ouest correspondent à l’enveloppe supérieure 

des profils topographiques Est/Ouest réalisés sur une dizaine de pixels successifs seulement. 

Les deux représentations sont complémentaires pour identifier les niveaux morphologiques 

caractéristiques de la zone étudiée, définir leur altitude et leur étendue spatiale. 

Une description et une quantification de la morphologie sont effectuées à partir des don- 

nées SRTM 30+ afin de distinguer le premier ordre de la topographie du Bloc Marginal 

à l’échelle de la marge de subduction. La Fig.2.5 présente la région analysée ainsi que le 

résultat de l’empilement de profils topographiques de direction Nord/Sud, entre Arica et 

Santiago (18˚S à 34˚S), depuis le plancher océanique de Nazca jusqu’à la Cordillère Princi- 

pale (73˚W jusqu’à 65˚30’W). Ce stack fait apparaître trois modes principaux caractérisés 

par les signaux blancs facilement identifiables. Ces signaux représentent un nombre élevé de 

pixels ayant la même altitude à l’intérieur de la zone analysée. Ils ont une altitude moyenne 

de -4 000 m, 1 000 m et 4 000 m. 

Le signal continu et bien marqué sur 800 km de long, observé à 4 000 m de profondeur dé- 

finit la surface du plancher océanique. Ce signal régulier présente des reliefs positifs constitués 

par les monts sous marins d’une hauteur moyenne de 1 000 m. La fosse, marquant l’émergence 

du plan de subduction, est identifiée par la limite la plus profonde des profils topographiques 

(Fig.2.5). Elle est située à une profondeur comprise entre 7 000 et 8 000 m entre 18˚S et 

27˚S. Au-delà de 27˚S, la profondeur de la fosse diminue progressivement pour atteindre 

une profondeur de 5 700 m à 33˚S, latitude de la ville de Santiago. Au Sud de 33˚S, le 

signal plat correspond à la surface des sédiments qui remplissent la fosse alors que celle-ci est 

dépourvue de sédiments au Nord de 33˚S (voir Fig.2.7). 

98


Fig. 2.5 – Morphologie 3D de la marge andine entre 18˚S et 34˚S. (Haut) Vue 3D de la topographie 

(données SRTM 30+). Les principales unités morphologiques de la marge sont localisées. (Centre) 

Stack de profils topographiques brut. Les villes sont reportées afin d’aider à la lecture du stack. (Bas) 

Stack interprété par rapport aux unités morphologiques observées sur la marge. L’ensemble des pixels 

du MNT a été utilisé. La fosse du Pérou/Chili correspond à la ligne la plus basse sur le stack (pointillés 

rouges). Trois surfaces majeures se distinguent sur le stack : le fond océanique, la surface du bassin de 

la Pampa Del Tamarugal et le plateau de l’Altiplano (cf. texte pour détails). L’exagération verticale 

de la figure du stack est de 30 :1. Une version grand format de ce stack est donnée en "Annexe E". 

99


La zone située entre 4 000 m de profondeur et le niveau marin correspond à la marge 

continentale du Nord Chili. La pente de cette marge présente une partie inférieure dont la 

pente est forte et une partie supérieure dont la pente est plus faible. Celle-ci varie de 6,5˚à 

12,5˚comme on peut le mesurer sur les profils topographiques Est/Ouest (Fig.2.6). Trois 

bassins avant-arc sont identifiables dans cette unité morphostructurale (Fig.2.5 et Fig.2.7). 

Ils correspondent aux bassins d’Arica et d’Iquique entre 18˚S et 20˚S et au bassin de Val- 

paraiso (entre 32˚et 33˚S) situé au Nord de la trace du canyon sous-marin de San Antonio, 

prolongement du canyon incisé à terre, qui rejoint la fosse. Ces bassins sont remplis par les 

produits d’érosion de la partie continentale. 

Le signal situé à 1 000 m d’altitude en moyenne caractérise la surface du bassin de la 

Pampa Del Tamarugal sur plus de 700 km au Nord Chili (Fig.2.5). Ce signal présente une 

plus grande variation d’altitude que celui de la surface du plancher océanique. Il est très bien 

défini et continu sur environ 700 km entre 19˚S et 26˚S mais il est beaucoup plus variable 

à partir de 26˚S. Dans sa partie la plus continue, le signal est seulement interrompu par 

des entailles en forme de "V" représentant les traces des incisions produites par les rivières 

qui rejoignent l’Océan Pacifique. Ce signal est surmonté par un petit relief atteignant une 

altitude de près de 2 000 m entre 24 et 25˚S. Ce relief correspond à la Cordillère Côtière. 

Le signal situé à près de 4 000 m d’altitude en moyenne entre 18˚S et 28˚S définit 

la surface du plateau de l’Altiplano. Ce signal est particulièrement plat et uniforme sur 

l’ensemble du stack. Il est surmonté par les édifices de l’arc volcanique d’âge Quaternaire 

dont les sommets atteignent 6 000 m d’altitude. Le plateau de la Puna s’étend de 24˚S à 

28˚S dans le prolongement du signal du plateau de l’Altiplano. Le signal de la Puna est plus 

accidenté et moins plat que celui de l’Altiplano. 

100


Fig. 2.6 – Profils topographiques Est/Ouest imageant la morphologie de la marge andine au Nord 

Chili. Ces profils correspondent à l’enveloppe supérieure d’un stack de 10 profils topographiques E/W. 

La surface du plancher océanique est quasiment plane, surmontée de quelques volcans sous marins. 

La marge continentale mesure entre 70 et 150 km de large et présente une pente abrupte. La surface 

de la Pampa Del Tamarugal correspond à une surface quasiment plane, définie sur environ 50 km de 

largeur. La surface plane du plateau de l’Altiplano devient de plus en plus variable en allant vers le 

Sud, et correspond à la surface du plateau de la Puna. Exagération verticale : 11 :1. 

L’analyse morphologique d’ensemble de la marge met en évidence une dissymétrie topo- 

graphique Nord/Sud (Fig.2.5). Le signal du bassin de la Pampa Del Tamarugal est visible 

sur les 700 premiers kilomètres du Nord Chili (18˚S/26˚S) puis disparaît au Sud de 26˚S. 

Ce signal définit la falaise de l’Escarpement Côtier, présente entre ces latitudes. Cette parti- 

cularité morphologique est détaillée par un stack de profils centré sur cette région et réalisé 

à une résolution 10 fois supérieure (Fig.2.8). 

101


Fig. 2.7 – Vues 3D de la marge continentale du Chili (données SRTM 30+). La palette de couleur 

est fonction de l’altitude. (a) Vue 3D des bassins avant arc d’Arequipa, d’Arica et d’Iquique situés 

dans la partie supérieure de la marge continentale au Sud Pérou/Nord Chili (17˚/21˚S). (b) Vue 3D 

de la marge continentale du Centre Chili (32˚/34˚S) avec localisation du bassin de Valparaiso et du 

canyon sous marin de San Antonio. Au Sud de ce canyon, la fosse, remplie de sédiments, présente une 

topographie plane. Elle est totalement dépourvue de sédiments au Nord Chili. 

102


Fig. 2.8 – Morphologie 3D de la partie émergée de la marge andine entre 18˚S et 26˚S. (Haut) Vue 3D de la topographie (données SRTM3). 

Les principales unités morphologiques de la marge sont localisées. (Centre) Stack de profils topographiques brut. Les principales villes du Nord 

Chili sont reportées afin d’aider à la lecture du stack. (Bas) Stack interprété par rapport aux unités morphologiques observées sur la marge. Deux 

surfaces majeures se distinguent sur le stack : la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal (1 000 m) et la surface du plateau de l’Altiplano 

(4 000 m). La surface de la Pampa Del Tamarugal définit l’Escarpement Côtier (en vert). Il s’agit d’une falaise très abrupte taillée dans les unités 

volcaniques marines d’âge Mésozoïque. La surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal est localement entaillée par des canyons qui correspondent 

aux principales rivières observées au Nord Chili. Les reliefs soulignés en jaune correspondent à la topographie résiduelle de la Cordillère Côtière. 

L’exagération verticale de la figure du stack est de 10 :1. Une version grand format de ce stack est donnée en "Annexe F". 

103


2.3.2 La surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal : marqueur de la 

topographie 

Le stack de profils présenté sur la Fig.2.8 fait apparaître les détails concernant les deux 

principaux modes topographiques qui sont ceux de la surface du bassin de la Pampa Del Ta- 

marugal et de la surface de l’Altiplano. Un agrandissement de la région située entre 18˚34’S 

et 18˚52’S, présenté en Fig.2.9.a, montre une surface plane et uniforme dont l’altitude aug- 

mente de 700 m à 1 500 m depuis la côte vers la chaîne. Ce signal correspond à la Pampa 

de Chaca, surface individualisée par les canyons d’Azapa, de la Higuera, de Garza et de Vi- 

tor appartenant à la surface de la Pampa Del Tamarugal (Fig.2.9). La technique du stack 

permet de visualiser la géométrie et de quantifier l’amplitude d’incision des canyons. Celle-ci 

est comprise entre 200 m au centre de la surface du bassin et 600 m au niveau de l’Escarpe- 

ment Côtier. Cette surface présente les mêmes caractéristiques plus au Sud (entre 19˚16’S 

et 19˚39’S), comme on peut le voir sur la Fig.2.9.b. On observe à nouveau la surface plane 

et uniforme de la surface du bassin sédimentaire dont l’altitude augmente d’Ouest en Est de 

1 100 à 1 500 m. 

Parallèlement à la représentation morphologique 3D, nous analysons la répartition des 

altitudes de la zone analysée afin de déterminer les surfaces planes de la topographie du 

Nord Chili (Fig.2.10). Trois pics ressortent de cette distribution. Le premier « pic » que nous 

définissons entre 900 et 1 700 m correspond au signal de la surface du bassin de la Pampa 

Del Tamarugal. Sa représentation en carte permet de définir son étendue spatiale de 18˚S 

à 24˚30’S sur une largeur de 20 à 95 km. Le deuxième est très marqué pour des altitudes 

comprises entre 2 300 et 2 400 m. Il correspond à la surface du Salar d’Atacama. Le troisième 

pic correspond à des altitudes comprises entre 3 400 et 3 900 m. Il caractérise les surfaces 

planes du plateau de l’Altiplano et de la Puna (Fig.2.10). 

Les pentes les plus faibles de la topographie du Nord Chili inférieures à 2˚correspondent 

aux trois surfaces mises en évidence par l’histogramme de répartition des altitudes (Fig.2.11). 

La surface plane du bassin de la Pampa Del Tamarugal est continue depuis Arica jusqu’au 

Sud de la ville d’Antofagasta. Les incisions interrompent la continuité de cette surface en 

individualisant des « pampas » entre deux incisions voisines, déjà observées et décrites à 

104


Fig. 2.9 – Agrandissements du stack SRTM3 de la partie Nord Chili (Fig.2.8) et description des données. 

(a) Morphologie de la région située entre les canyons d’Azapa (18˚34’S) et de Vitor (18˚52’S). 

Seuls les premiers 90 km de l’intérieur des terres sont imagés. Le stack permet de caractériser la surface 

du bassin de la Pampa Del Tamarugal marqué par une topographie « douce », incisée par les rivières 

La Higuera et Garza, sur la figure. (b) Morphologie de la région située entre 19˚16’S et 19˚39’S. Seuls 

les premiers 150 km de l’intérieur des terres sont imagés. Le signal de la Pampa Del Tamarugal est 

très bien défini à 1000 m d’altitude et présente de grandes incisions (cf. texte pour plus de détails). 

L’exagération verticale est de 5. 

105


Fig. 2.10 – Carte topographique de la région étudiée localisant les principales surfaces identifiées 

grâce aux stacks de profils topographiques. L’histogramme de répartition des altitudes donné en haut 

à droite permet de caractériser précisément les gammes d’altitudes de ces surfaces. La surface de la 

Pampa Del Tamarugal est comprise entre 900 et 1700 m. Celle de l’Altiplano est comprise entre 3 600 

et 3 900 m. Deux autres pics sortent de cette distribution et correspondent à deux surfaces planes, 

observables sur le stack SRTM3. Il s’agit des surfaces du Salar d’Atacama (SA) (2 300 à 2 400 m) et 

du plateau de la Puna (en bas à droite de la carte topographique scannée). Les profils topographiques 

à 19˚20’S et 24˚30’S facilitent la corrélation entre la carte et la distribution des altitudes. 

106


partir des stacks (Fig.2.9). La surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal est un signal 

caractéristique de la topographie du Nord Chili. Elle peut être qualifiée de surface plane 

sur l’ensemble du Bloc Marginal étant donné la valeur de pente estimée inférieure à 2˚. La 

surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal est un marqueur de la topographie du Bloc 

Marginal. 

Fig. 2.11 – Cartes de pente de la région étudiée. (Gauche) Pentes calculées pour l’ensemble de la 

région étudiée. Les valeurs sont comprises entre 0 et 64˚. Les plus grandes pentes sont localisées au 

niveau des incisions, de l’Escarpement Côtier, de la Cordillère Occidentale et des édifices volcaniques 

sur le plateau de l’Altiplano. (Droite) Carte de pente représentant uniquement les pentes dont la 

valeur est inférieure à 2˚mettant ainsi en évidence les zones planes. Une zone proche de la côte, 

quasiment continue sur plus de 500 km du Nord au Sud, se corrèle à celle caractérisée par la carte de 

répartition des altitudes (Fig.2.10) et correspond à la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal. 

On observe également deux autres zones dont la pente est inférieure à 2˚ : il s’agit du Salar d’Atacama 

et du plateau de l’Altiplano, déjà mises en évidence avec l’histogramme et la carte de répartition des 

altitudes. L’incertitude sur les valeurs de pente est fonction de la pente. Ainsi, pour des valeurs de 

pente très faibles ie. inférieures à 5˚, l’incertitude est inférieure à 0.5˚. Pour les pentes les plus fortes 

ie. supérieures à 40˚, l’incertitude est inférieure à 2˚. 

107


2.3.3 L’Escarpement Côtier : trait morphologique majeur 

Nous caractérisons l’Escarpement Côtier par le marqueur de la Pampa Del Tamarugal. 

D’après les stacks SRTM 3 de direction Nord/Sud et Est/Ouest, la surface de la Pampa Del 

Tamarugal est située à une altitude proche de 1 000 m en moyenne (Fig.2.12). La rupture de 

pente abrupte depuis le niveau marin jusqu’à la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal 

est due à une très faible proportion de profils topographiques entre 0 et 1 000 m d’altitude. 

Cette morphologie correspond à la falaise de l’Escarpement Côtier (Fig.2.12). Il est défini 

depuis 18˚30’S jusqu’à 24˚30’S, le signal de la surface de la Pampa Del Tamarugal étant 

très variable et effacé au-delà de cette latitude. Il mesure 765 km de long (Fig.2.12). La 

hauteur de l’Escarpement Côtier est comprise entre 550 m au niveau de la Péninsule de 

Mejillones et 2 100 m à 24˚30’S. 

Les stacks Nord/Sud permettent d’estimer la pente de l’Escarpement et sa rugosité. Ce 

dernier est en effet moins rectiligne à partir de 22˚S (Fig.2.13, Fig.2.14 et Fig.2.15). Ceci 

peut s’expliquer par la nature de l’Escarpement Côtier qui ici est taillé dans les granites 

intrusifs. Les granites sont plus facilement érodables que les séquences volcaniques marines 

observées plus au Nord (Attal and Lavé [2009]). 

La pente de l’Escarpement Côtier est assez forte et uniforme sur l’ensemble du stack du 

fait du petit nombre de profils topographiques qui marquent cette morphologie. Celle-ci est 

en moyenne de 50˚et atteint localement 80˚(19˚31’S/21˚54’S). L’Escarpement Côtier est 

très abrupt. Il est soit directement en contact avec la mer entre 18˚30’S et 20˚S comme sur 

les stacks d’Arica et de Camarones, soit prolongé par une plateforme côtière que l’on détecte 

sur le stack de profils topographiques, comme sur le stack de Tocopilla, présenté en Fig.2.15. 

108


Fig. 2.12 – Mise en évidence de l’Escarpement Côtier par le stack de profils topographiques Nord/Sud. L’Escarpement Côtier est défini par le signal 

de la surface de la Pampa Del Tamarugal. La falaise de l’Escarpement Côtier (en vert) mesure entre 550 et 2100 m de hauteur, avec une moyenne 

de 1 000 m, et 765 km de long. Les cadres en rouge indiquent la localisation des agrandissements du stack présentés en figures Fig.2.13, Fig.2.14 et 

Fig.2.15. 

109


Fig. 2.13 – Stack de profils topographiques Nord/Sud et photographie aérienne de la côte chilienne 

entre 18˚50’S et 19˚20’S. Un escarpement de 550 à 1 000 m limite la côte chilienne entre ces latitudes. 

Il est interrompu par la gorge de la rivière Camarones dont on peut discerner le fond de la vallée sur 

quelques kilomètres à l’intérieur des terres. Le cadre (a) localise la photographie aérienne d’un bassin 

perché recoupé par l’Escarpement Côtier. Le remplissage sédimentaire de ce bassin a été daté à environ 

18 Ma (cf. "Annexe D"). La surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal est corrélée avec le haut 

de l’Escarpement Côtier. 

110



entre 21˚S et 22˚S. La côte est marquée par une falaise mesurant entre 550 et 1 900 m entaillée par 

des incisions côtières et par la gorge de la rivière Loa. Le signal de la surface du Salar Grande peut être 

détectée sur le stack. La photographie aérienne (a) permet de le visualiser. La côte est marquée par 

le bassin perché de la Quebrada Honda, dont on peut délimiter le bassin versant. Celui-ci est visible 

sur la photographie aérienne (c). La partie Sud du stack présente un autre bassin perché illustré sur 

la photographie aérienne (d). 

111



entre 22˚S et 22˚50’S. Cette zone illustre l’incision de la rivière Tocopilla au travers de la falaise 

côtière. Cette dernière mesure entre 800 et 1 400 m de hauteur. Le stack permet de mettre en évidence 

la morphologie en trois dimensions. La photographie (a) illustre l’incision de la rivière Tocopilla, dont 

le bassin de drainage ne dépasse pas vers l’Est la Cordillère Côtière, ainsi qu’un chenal secondaire 

qui se connecte depuis le Sud. Ce chenal était déjà visible sur le stack. La photographie (b) illustre 

l’Escarpement Côtier ainsi que la plateforme développée à sa base. 

La technique de représentation morphologique en 3D permet de localiser les particularités 

topographiques de l’Escarpement Côtier. Celui-ci présente des bassins perchés recoupés par 

la falaise dont la longueur est d’environ 5 km (Fig.2.13 et Fig.2.14). La datation des niveaux 

112


volcaniques présents dans le remplissage sédimentaire des bassins perchés sur le haut de 

l’Escarpement Côtier permet d’estimer une limite supérieure pour l’âge de la formation de 

l’Escarpement Côtier en tant que falaise. Nous avons effectué des datations radiométriques 

40 Ar/ 39 Ar sur des biotites extraites de ces niveaux ignimbritiques et nous avons estimé un 

âge d’environ 18 Ma (cf. « Annexe D »). Cet âge est comparable à celui attribué à des couches 

volcaniques datées entre 25 à 21 Ma observées dans la partie haute de l’Escarpement Côtier 

au niveau de l’exutoire de Camarones (García [2002]) (cf. Chapitre 1). 

Les stacks permettent de visualiser des réseaux côtiers incisant localement la partie haute 

de l’Escarpement sur quelques centaines de mètres à 1 000 m (Fig.2.14 et Fig.2.15) ainsi 

que des réseaux développés depuis le bord occidental jusqu’à l’Océan, traversant la surface 

du bassin de la Pampa Del Tamarugal, la Cordillère Côtière et l’Escarpement Côtier. Ces 

différents réseaux côtiers présentent des formes en « V » dont la largeur au fond de la vallée 

est inférieure à la centaine de mètres au minimum. La largeur de ces mêmes rivières au niveau 

de la surface du bassin peut dépasser le kilomètre. La plupart des incisions sont visibles dans 

la partie Nord du Bloc Marginal et témoignent du développement du réseau hydrographique 

sur l’ensemble de la largeur du Bloc Marginal. 

2.4 Analyse du système de drainage 

2.4.1 Méthode d’analyse 

La caractérisation du réseau hydrographique au Nord Chili permet de déterminer les 

conditions d’incision grâce à la forme du profil de rivière qui reflète l’équilibre entre l’incision 

et le soulèvement de surface éventuel sur laquelle la rivière se développe. Nous utilisons les 

trois seuls paramètres morphométriques utiles à notre problématique à l’échelle du front 

montagneux du Nord Chili, qui sont les profils en long, la forme et l’aire drainée des bassins 

versants. 

La forme du profil longitudinal est un marqueur de la déformation. Elle est sensible aux 

forçages climatiques et tectoniques. Une forme concave traduit un état d’équilibre de la rivière 

par rapport aux taux d’incision et de soulèvement (Burbank and Anderson [2001]). Une forme 

113


convexe traduit des déséquilibres manifestés par des ruptures de pente ou « knickpoints ». 

L’origine des knickpoints est variée et indique généralement un changement relatif du niveau 

de base de la rivière manifesté par un soulèvement tectonique ou par une baisse du niveau 

marin (pour les rivières dont l’exutoire est la mer). Ils peuvent également correspondre à un 

changement lithologique. Le passage au niveau de roches plus dures à éroder peut provoquer 

l’apparition d’un knickpoint dans le profil de rivière. Une puissance érosive plus importante 

au niveau d’une confluence ou par une charge sédimentaire différente peut également être à 

l’origine de l’apparition d’un knickpoint. 

La forme des bassins versants est définie par le rapport entre la plus grande longueur et la 

plus grande largeur d’un même bassin versant (Bull and McFadden [1977]). Plus le rapport 

est grand, c’est à dire plus la forme du bassin est allongée, plus l’incision est contrôlée de 

façon tectonique. L’aire drainée des bassins versant dépend de la topographie et de l’apport 

en précipitations. L’analyse des aires de l’ensemble des bassins versants peut nous renseigner 

sur le degré d’alimentation en eau et sur l’influence d’une possible tectonique régionale. 

Le réseau hydrographique est analysé par extraction des altitudes du fond des rivières 

dont chaque profil a été tracé manuellement à partir de l’imagerie de Google Earth. Les 

altitudes ont été extraites (Delorme [2010]) à partir des données topographiques ASTER 

GDEM (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection radiometer Global Digital 

Elevation Map) dont la résolution horizontale est de 30 m et dont l’incertitude verticale est 

inférieure à 20 m dans 95% des cas. Nous n’avons pas utilisé d’extraction automatique du 

réseau hydrographique, par des logiciels tels que RiverTools, ayant observé des singularités 

tels que des plateaux artificiels ainsi que des approximations trop grandes dans les profils en 

long par ce genre de techniques (cf. « Annexe C »). Nous avons réalisé un traitement sur 

les profils de rivière similaire à un lissage des données topographiques lesquelles contiennent 

des artéfacts dus à l’acquisition des images afin de garder le premier ordre de la forme des 

profils (cf.« Annexe C »). Nous avons également projeté les profils en long sur une direction 

Est/Ouest, perpendiculaire à la direction d’écoulement de l’ensemble des rivières du Nord 

Chili, afin d’évaluer le comportement des cours d’eau par rapport à la topographie. Les 

bassins versants physiques, ou topographiques, ont été délimités sur les modèles numériques 

114


de terrain à partir des bassins versants définis par [Hoke et al., 2007] puis modifiés à partir 

des données topographiques SRTM 3, des images satellites et des cartes de pente de la zone 

d’étude. Nous n’avons pas déterminé les bassins versants réels tenant compte de la nature du 

sol et de l’écoulement souterrain, non recherché dans la réalisation d’un travail de premier 

ordre tel que nous le proposons. De plus, nous avons vu au chapitre précédent que la géologie 

est au premier ordre la même, de manière longitudinale, pour l’ensemble du Bloc Marginal. 

Nous nous intéressons à la tendance de l’aire des bassins versant plutôt qu’à la valeur de l’aire 

(calculée avec le logiciel ENVI). 

2.4.2 Comportement des cours d’eau du Nord Chili 

Nous avons regroupé les profils de rivière en fonction de leur comportement respectif. 

Ainsi nous distinguons les profils de rivière concaves connectés à l’Océan, les profils de rivière 

convexes connectés à l’Océan et les profils concaves non connectés à l’Océan (Fig.2.16 et 

Fig.2.17). 

Les rivières 1 à 12 ont un profil est globalement concave depuis leur source jusqu’à l’exu- 

toire situé au niveau de l’Océan Pacifique (Fig.2.17.a). La longueur des profils est comprise 

entre 100 et 140 km (profils 8 et 7, respectivement). La différence d’altitude entre la source 

et l’exutoire est comprise entre 3 200 et 4 100 m (profils 12 et 11, respectivement). La pente 

de la partie inférieure de ces profils est comprise entre 1,2˚et 1,3˚. Ces profils présentent 

quasiment un profil d’équilibre. Les profils concaves connectés à l’Océan correspondent aux 

rivières 1 à 12 situées les plus au Nord de la région étudiée, comme on peut le voir sur la 

carte topographique (Fig.2.16). On observe quelques perturbations dans la partie supérieure 

des profils 1, 7 et 12. Ces changements de concavité sont définis sur une échelle de quelques 

dizaines de mètres seulement. 

Les rivières 13 et 14 (Fig.2.17.b) ont un profil convexe dans la partie inférieure de leur 

profil (entre 0 et 40 km depuis l’aval) et ont un profil globalement concave dans la partie 

supérieure, au delà de 40 km depuis l’exutoire. La longueur de ces profils est comprise entre 

120 et 140 km. La différence d’altitude entre la source et l’exutoire est comprise entre 3260 

et 3980 m. La pente de la partie convexe est de 2,6˚. Ces profils correspondent aux rivières 

115


dont l’exutoire est situé à la latitude 19˚30’S (Fig.2.16). Elles ont toutes les deux le même 

exutoire qui est situé au niveau de l’Océan, mais ont des sources différentes, comme on peut 

le voir sur la carte. On observe des changements de concavité de l’ordre de la centaine de 

mètres dans la partie supérieure des deux profils. 

Les rivières 15 à 24 ont un profil est globalement concave (Fig.2.24.c). La longueur de ces 

profils est comprise entre 35 et 105 km. La différence d’altitude entre la source et l’exutoire 

est comprise entre 1 780 m et 3 350 m. L’altitude de l’exutoire de ces rivières est comprise 

entre 970 et 1 430 m. Elles sont toutes non connectées avec l’Océan. La distance entre la côte 

et l’exutoire de ces rivières est comprise entre 50 et 85 km. La pente de la partie inférieure des 

profils est comprise entre 1,8 et 2,7˚. Ces profils correspondent aux rivières situées au sud 

de 19˚30’S (Fig.2.16). Les changements de concavité sont définis à une échelle de quelques 

centaines de mètres. 

L’utilisation des profils projetés est précieuse pour la reconnaissance des niveaux de base 

des rivières décrites précédemment par rapport à la topographie. Les profils topographiques 

obtenus avec des stacks de profils de direction Est/Ouest sont associés aux profils de rivière 

projetés. Le profil topographique présenté sur chacun des graphiques est estimé représentatif 

de la topographie sur laquelle les rivières se développent. L’utilisation des profils projetés 

modifie la perception des changements de concavité en faisant apparaître des knickpoints qui 

n’ont aucune signification réelle (cf. « Annexe C »). Leur utilisation est donc simplement de 

comparer les niveaux de base à la topographie. Les résultats sont présentés en Fig.2.18. 

On observe deux niveaux de base différents pour les trois catégories de rivières : le niveau 

marin et un niveau qui coïncide avec la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal. On 

observe également que les profils projetés de Tana et Tiliviche (13 et 14) jouxtent la surface 

du bassin de la Pampa Del Tamarugal dans leur partie médiane avant de rejoindre le niveau 

marin. La partie supérieure des profils longitudinaux de ces deux profils présente la même 

concavité et la même pente que les profils longitudinaux concaves de la troisième catégorie. 

116


Fig. 2.16 – Carte topographique du Nord Chili avec la localisation des profils de rivières étudiés 

(données SRTM3). La palette de couleur est fonction de l’altitude. Les tracés des profils de rivières 

sont numérotés de 1 à 24, du Nord au Sud. Une couleur est attribuée à chaque tracé de rivière. La 

ligne en tirets noirs représente la principale ligne de partage des eaux. 

117


Fig. 2.17 – Classement des profils longitudinaux de rivières du Bloc Marginal du Nord Chili selon trois 

comportements. (a) Regroupement des profils longitudinaux de rivière présentant un profil concave 

connecté à l’Océan. Ces profils sont les profils 1 à 12 au Nord de latitude 19˚30’S. (b) Regroupement 

des profils longitudinaux de rivière présentant un profil convexe dans la partie aval, connectés à 

l’Océan. Ces profils sont les profils 13 et 14 à 19˚30’S. (c) Regroupement des profils longitudinaux de 

rivière présentant un profil concave, non connectés à l’Océan, au Sud de 19˚30’S. Ce sont les profils 

15 à 24. 

118


Fig. 2.18 – Profils de rivières projetés associés à l’enveloppe haute de la topographie sur laquelle ils 

se développent. Seuls les profils 4, 7, 9, 13, 17, 20 et 22 sont représentés. Le profil du Loa est également 

représenté. Les profils de rivières définissent deux niveaux de base : la surface du bassin de la Pampa 

Del Tamarugal et le niveau de l’Océan. En rouge : profils de petits réseaux côtiers développés sur 

l’Escarpement Côtier. 

119


2.4.3 Caractérisation des bassins versants 

La carte topographique présentée en Fig.2.19 localise l’ensemble des bassins versants 

cartographiés. Les bassins versants du Bloc Marginal présentent tous une forme similaire de 

type allongée. Seuls les bassins versants de Camarones (4) et d’Arcas (21) pourraient être 

décrits comme des bassins circulaires. Le bassin versant de Camarones (4) est en fait un 

bassin composé de deux sous bassins associés aux réseaux de Camarones au Nord et de Suca 

au Sud (Fig.2.16). La confluence des deux réseaux vers la côte a permis le regroupement de ces 

deux bassins et l’acquisition d’une forme plus circulaire. Nous voyons également des captures 

de bassins versants par d’autres bassins versants tel que le bassin que nous avons nommé 

bassin de Chacarilla (12) dont la forme en « L » révèle une origine hétérogène. Celui-ci a 

capturé un réseau de drainage isolé sur le haut du bord occidental du plateau de l’Altiplano. 

Nous définissons deux types de bassins versants : ceux qui sont développés depuis le bord 

occidental de l’Altiplano jusqu’à la côte (bassins versants 1 à 5) et ceux qui ne sont développés 

que jusque dans le bassin de la Pampa Del Tamarugal (bassins versants 6 à 21). Le seuil est 

situé vers 19˚30’S de latitude. 

L’aire drainée des bassins versants du Bloc Marginal au Nord Chili est comprise entre 4 

500 km 2 et 115 km 2 . La courbe présentée sur le graphique en Fig.2.20 indique une tendance 

décroissante depuis le Nord vers le Sud pour l’aire des bassins versants. L’aire des bassins 

versants de la partie Sud est globalement constante à partir d’un seuil de latitude situé à 

environ 20˚S. Les aires des bassins versants considérés comme des captures de plusieurs 

bassins versants ont été réévaluées d’après les critères énoncés précédemment afin d’effectuer 

une meilleure analyse. 

Par ailleurs, l’aire des bassins versants est une morphologie stable au cours du temps dont 

le temps de réponse à une perturbation climatique ou tectonique est plus long que celui d’un 

cours d’eau sur une échelle de temps longue (100 ka à 1 Ma) (Burbank and Anderson [2001]). 

La tendance présentée par l’aire des bassins versants permet d’envisager l’existence des deux 

régimes hydrologiques, caractérisés au Nord Chili par la description des cours d’eau, sur une 

échelle de temps plus longue. 

120


Fig. 2.19 – Carte topographique du Nord Chili avec la localisation des limites des bassins versants 

(données SRTM3). Les tracés de rivières étudiés sont également représentés. Les bassins versants sont 

numérotés de 1 à 21, du Nord au Sud. Les limites des bassins versants 3, 4 et 12 ont été redéfinies (3’, 

4’ et 12’) en tenant compte des évidences de capture de bassins versants annexes (tracés rouges). La 

ligne en tirets noirs représente la principale ligne de partage des eaux. 

121

2.5 Caractérisation d’une déformation de surface long terme du Bloc Marginal 

Fig. 2.20 – Evolution de l’aire des bassins versants (DB, Drainage Basins) en fonction de la latitude. 

Une fonction exponentielle permet de définir la tendance illustrée par la répartition de l’aire des 

bassins versants. Les intervalles de confiance de 50, 90 et 95% sont indiqués. L’aire des bassins versants 

diminue jusqu’à atteindre une valeur constante vers 20˚S. Les aires des bassins versants indiquées en 

gris correspondent aux bassins versants actuels résultant de captures ; leurs surfaces réévaluées sont 

figurées en rouge (3’, 4’ et 12’). 

2.5 Caractérisation d’une déformation de surface long terme 

du Bloc Marginal 

2.5.1 Mise en évidence d’un changement relatif de niveau de base 

La surface plane du bassin de la Pampa Del Tamarugal peut être considérée comme un 

plateau situé à 1 000 m d’altitude dont le bord occidental est limité par l’abrupt rectiligne 

qu’est l’Escarpement Côtier. Tous deux forment une marche topographique de 700 km de 

long, 100 km de large et 1 km de haut. Cette marche est très bien illustrée par les profils 

topographiques de direction Est/Ouest, présentés figures Fig.2.6 et Fig.2.10 ainsi que par les 

photographies aériennes (Fig.2.21). Cette marche est située au pied de celle de l’Altiplano. La 

pente topographique de la surface de cette marche côtière est inférieure à 2˚sur l’ensemble 

122


de la marche. La surface peut être considérée comme uniforme à l’échelle du Bloc Marginal. 

Fig. 2.21 – Photographies aériennes de la marche côtière. (Haut) La surface plane du bassin de 

la Pampa Del Tamarugal et la falaise de l’Escarpement Côtier forment une marche topographique 

(Armĳo and Thiele [1990]) que les photographies aériennes illustrent parfaitement. (Bas) Cette marche 

topographique est incisée par des rivières, telles que celle du Loa, menant à la formation de gorges de 

1 000 m de profondeur, vers la côte. La surface du plateau de l’Altiplano est visible au loin. 

123


D’après les observations effectuées au Chapitre 1, les photographies et les stacks de profils 

présentés au Chapitre 2, le relief de la Cordillère Côtière est un relief très aplani et érodé 

qui est recoupé de manière drastique par des canyons de près de 1 000 m de profondeur 

et de près de 3 km de large. Les canyons incisent également profondément la totalité de 

la marche jusqu’à atteindre des profondeurs d’incision de près de 2 000 m dans la partie 

orientale du Bloc Marginal. Le changement de comportement de l’érosion au niveau de la 

Cordillère Côtière montre un changement du comportement des cours d’eau soumis à une 

influence externe de grande ampleur. L’analyse du réseau hydrographique nous a permis de 

caractériser la présence de deux niveaux de base situés à 1 000 m de différence l’un de l’autre 

(Fig.2.22). L’Océan Pacifique est un niveau de base pour les rivières situées les plus au Nord 

de la région étudiée. La surface de la Pampa Del Tamarugal, ou surface de la marche côtière, 

est un niveau de base pour les rivières situées dans la partie Sud de la région étudiée. La 

présence d’un changement de concavité de 1 000 m d’amplitude dans les profils en long des 

rivières Tana, Tiliviche (19˚30’S) et Loa et le fait que les profils de rivière de ces cours 

d’eau jouxtent la topographie de la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal permet de 

dire que la surface de la marche côtière a été un niveau de base pour ces trois rivières, tel 

qu’elle l’est actuellement pour les rivières situées entre 19˚45’S et 22˚S (Fig.2.16, Fig.2.19 

et Fig.2.22). 

Etant donné que la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal est considérée comme un 

marqueur morphologique majeur de la topographie uniforme et plan sur 700 km et qu’elle a été 

un niveau de base pour des rivières connectées aujourd’hui avec l’Océan, nous proposons que 

cette surface a été un niveau de base pour l’ensemble des rivières du Nord Chili depuis 18˚30’S 

à 22˚S, connectées ou non avec l’Océan. La caractérisation du réseau hydrographique et 

l’analyse morphologique de la topographie du Nord Chili mettent en évidence un changement 

relatif de niveau de base subi par l’ensemble des rivières, effectué à l’échelle de la marche 

côtière du Bloc Marginal d’une amplitude de 1 000 m (Fig.2.22). 

124


Fig. 2.22 – Synthèse des différents comportements de rivières observés au Nord Chili et mise en 

évidence d’un changement de niveau de base. Les rivières 15 à 24 ont toutes pour niveau de base la 

surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal. Les rivières 13 et 14 ont pour niveau de base l’Océan. 

La partie centrale de leur profil jouxte la surface de la Pampa Del Tamarugal avant de former un 

changement de concavité de 1 000 m et de rejoindre le deuxième niveau de base. La surface du bassin 

de la Pampa Del Tamarugal était un niveau de base pour les rivières Tana et Tiliviche. Ces rivières 

mettent en évidence un changement relatif du niveau de base de 1 000 m. 

2.5.2 Origine du changement de niveau de base 

Plusieurs origines sont généralement proposées pour expliquer le changement relatif de 

niveau de base subi par la marche côtière au Nord Chili. La baisse du niveau marin, ou 

changement eustatique, enregistrée depuis le Miocène Moyen est d’environ 200 m (Hardenbol 

et al. [1998] ; Miller et al. [2005]). Cette amplitude que nous pouvons prendre en compte 

réduit à 800 m le changement relatif de niveau de base qu’il faut expliquer par un autre 

processus que les variations eustatiques. Nous avons vu que [Mortimer and Saric [1972]] et 

[García et al. [2011]] émettent l’hypothèse selon laquelle la formation des rivières et leur 

incision au travers de la Cordillère Côtière serait reliée à un débordement du bassin par- 

dessus ce relief côtier lors de périodes climatiques plus humides. L’apport en eau nécessaire 

pour faire déborder le bassin par-dessus le relief de la cordillère Côtière de 500 à 1 000 m de 

haut serait immense comparée aux précipitations alimentant le bord occidental de l’Altiplano 

dans un climat aride voire hyper aride. La puissance érosive des cours d’eau devrait être 

également forte pour former des canyons de 1 à 2 km de profondeur sur plus de 120 km de 

125


long dans un tel climat sans influence tectonique. Les conditions climatiques arides et hyper 

arides caractéristiques du climat du Nord Chili depuis plusieurs millions d’années (Alpers and 

Brimhall [1988] ; Dunai et al. [2005] ; Rech et al. [2006] ; Olivares et al. [2008]) ne supportent 

pas l’idée du débordement du bassin qui se comporterait comme une cuvette trop pleine. La 

très faible érosion du relief de la Cordillère Côtière préservé depuis au moins 23 Ma avant 

incision par les canyons implique que la prétendue augmentation des précipitations n’a pas eu 

lieu telle que [Mortimer and Saric, 1972] et [García et al., 2011] la proposent, ou en tous cas 

pas suffisante pour provoquer un débordement. Nous avons par ailleurs également recensé 

une hypothèse tectonique selon laquelle un soulèvement de surface de l’ensemble du Bloc 

Marginal aurait favorisé l’incision des cours d’eau et la formation de canyons sur 1 000 m de 

profondeur. 

L’origine du changement de niveau de base subi par la marche côtière est à associer 

à l’origine de la formation de la marche et principalement de son bord occidental qui est 

l’Escarpement Côtier. Celui-ci est un objet de premier ordre de la morphologie du Nord Chili. 

Nous avons pu décrire ses caractéristiques d’après les stacks de profils et les photographies 

aériennes et définir ses dimensions d’échelle crustale. L’hypothèse de la formation de la falaise 

de l’Escarpement par érosion marine depuis 25 Ma proposée par [Mortimer and Saric, 1972] 

et [Mortimer, 1980] n’est pas pertinente étant donné l’échelle de la falaise (1 km de haut sur 

700 km de long) et l’efficacité de l’érosion marine faible et lente (cf. Chapitre 1). L’érosion 

marine aurait participé à la formation d’une plateforme d’abrasion marine dont la longueur 

correspond à la distance de recul et d’érosion, soit plus de 130 km (Mortimer and Saric 

[1972]). Or, d’après les profils topographiques, la plateforme marine d’abrasion est de l’ordre 

de quelques kilomètres (Paskoff [1979]). L’Escarpement Côtier ne peut pas être uniquement 

le résultat d’une érosion marine. 

Par ailleurs, nous avons vu que l’Escarpement était une structure de direction Nord/Sud 

plutôt rectiligne et marquée par des failles normales de même direction (cf. Chapitre 1). La 

présence de ces failles normales d’activité Quaternaire observées le long de la côte, sur la 

Péninsule de Mejillones en particulier, indique qu’une tectonique extensive existe au niveau 

de la côte (Armĳo and Thiele [1990] ; Delouis et al. [1998]). Cet argument est en faveur de 

126


l’origine tectonique de l’Escarpement Côtier par activité d’un système de failles normales. La 

présence d’escarpements topographiques dans la partie supérieure de la marge continentale 

(von Huene et al. [1999] ; von Huene and Ranero [2003]) interprétés comme les marqueurs de 

l’activité de failles normales en mer est un deuxième argument en faveur de cette hypothèse. 

La longueur pluri kilométrique de l’Escarpement et de la marche côtière (700 km), la 

continuité des structures, la présence d’un bassin sédimentaire situé à 1 000 m d’altitude, 

l’amplitude kilométrique du changement relatif du niveau de base subi par l’ensemble de la 

marche côtière, la présence de failles normales sur la côte et la proximité de ces objets à la 

zone de subduction sont en faveur de l’hypothèse d’une surrection d’origine tectonique de 

l’ensemble de la marche côtière. 

2.5.3 Âge de surrection de la marche côtière 

Afin de déterminer l’âge de soulèvement de la surface de cette marche, nous faisons l’hy- 

pothèse que l’âge d’incision est contemporain de l’âge du soulèvement. L’estimation du temps 

de réponse entre soulèvement et incision est difficile à approximer dans un tel contexte aride 

où les précipitations sont des événements rares et intenses. La contrainte d’initiation de l’in- 

cision est apportée par l’âge des derniers sédiments déposés dans le bassin de la Pampa Del 

Tamarugal avant leur incision par les cours d’eau. Nous estimons un âge maximum pour 

l’incision et donc un âge minimum pour le soulèvement. 

Nous avons réalisé une cartographie détaillée des dépôts d’âge Néogène de la région de 

Quillagua qui présente encore des salars (le Salar de Llamara et le Salar Grande) et qui 

nous a permis de localiser les plus récents sédiments déposés dans cette région (Fig.2.23). 

Ces dépôts sont incisés par la rivière Loa. L’âge des dépôts les plus récents contraint l’âge 

maximal pour l’initiation de l’incision du Loa et sa connexion avec la mer. Les dépôts les 

plus récents du remplissage volcano-sédimentaire du bassin de la Pampa Del Tamarugal et en 

particulier de la région de Quillagua-Llamara sont des évaporites appartenant à la Formation 

Soledad dont l’âge est difficile à déterminer (Jensen [1992]). Les seuls âges les plus récents 

pouvant contraindre l’âge d’incision de la région du Loa sont de 4.2 ± 0.4 Ma, 5.8 ± 0.4 et 

6.0 ± 0.4 Ma. Les deux premiers âges datent la base de la formation Quillagua voire même la 

127


formation située sous la formation Quillagua et le dernier la partie supérieure de la formation 

Hilaricos encore plus ancienne (Fig.2.23 et Fig.2.24) (Jensen and Siglic [2009] ; Sáez et al. 

[1999]). Nous avons échantillonné des niveaux volcaniques que nous associons aux dépôts de 

la formation Soledad au niveau des sommets préservés de la région (Cerro de Mogote et Conos 

de Hilaricos) (Fig.2.23). Les âges obtenus par datation radiométrique 40 Ar/ 39 Ar sur roche 

totale et par fusion laser sur grains individuels sont compris entre 6.3 ± 0.4 et 5.4 ± 0.1 Ma 

pour l’ensemble des 4 échantillons (cf. « Annexe D ») (Fig.2.24). Ces âges sont très proches de 

ceux déjà estimés pour les formations plus vieilles, confirmant ainsi l’âge maximum compris 

entre 4 et 6 Ma pour l’initiation de l’incision de la rivière Loa. Ceci nous permet également 

de déterminer un âge maximal pour le soulèvement. 

128


Fig. 2.23 – Carte géologique simplifiée de la région du Salar de Llamara (21˚S) et coupe synthétique. 

Carte synthétisée à partir des cartes de [Pueyo et al., 2001], de la carte géologique au 1/250 000 de la 

région de Quillagua, des études effectuées dans la région (Rieu [1975] ; Jensen [1992] ; Chong Diaz et al. 

[1999]). Les unités d’âge Miocène sont distinguées. Les formations El Loa et Hilaricos sont les plus 

anciennes formations sédimentaires de cette zone caractérisée par la présence de l’ancien Lac Soledad. 

On les observe au niveau de l’incision par la rivière Loa (Jensen [1992]). Elles sont recouvertes par 

les dépôts lacustres de la formation Quillagua d’âge Mio-Pliocène (Sáez et al. [1999] ; Jensen and 

Siglic [2009]). Les plus récentes unités sédimentaires déposées dans cet ancien lac avant incision par la 

rivière Loa correspondent aux évaporites de la formation Soledad. La stratigraphie de cette région a 

récemment été remise en question (Jensen and Siglic [2009]). Les âges sont des âges maxima en raison 

de l’héritage possible des biotites ainsi que de leur resédimentation. L’incision est dans tous les cas plus 

récente que le plus jeune âge attribué aux formations de ce lac. Un âge Plio-Pléistocène est attribué 

à ces évaporites (Rieu [1975] ; Jensen [1992]). Nous avons effectué des datations de biotites contenues 

dans des niveaux volcaniques (points rouges) intercalés dans ces dépôts lacustres qui confirment l’âge 

Plio-Pleistocène des plus récents dépôts (cf. « Annexe D »). 

129


Fig. 2.24 – Photographies des localisations d’échantillonnages des dépôts permettant de contraindre 

l’âge de la formation Soledad et coupe stratigraphique indiquant la relation entre les différents unités 

de la région de Quillagua Llamara (Jensen [1992]). Les échantillons Hi2 et Hi3 ont été prélevés sur le « 

Cono de Hilaricos » dans des niveaux indurés présentant des veines de recristallisation et des niveaux 

de biotites. Les échantillons Mo3 et Mo4 ont été prélevés au niveau du Cerro Mogote, derrière le Cerro 

Soledad, dans une séquence de dépôts présentant des stratifications entrecroisées. Ces niveaux sont 

recouverts par une récente croûte de sel et sont donc supposés appartenir à la Formation Soledad. 

Deux échantillons correspondant à deux localisations de prélèvement différents séparés de plus de 10 

km présentent un âge similaire de 5.4 ± 0.1 Ma. Les autres âges sont similaires à ceux déjà datés et 

publiés par [Sáez et al., 1999] et [Jensen and Siglic, 2009], confirmant ainsi l’âge d’incision inférieur à 6 

Ma voire 4.2 Ma. Les incompatibilités d’âge datant les séquences présentées témoignent d’un possible 

héritage et d’une resédimentation des minéraux prélevés. (1) Notre étude. (2a et 2b) Etude de Sáez 

et al. [1999]. (3) Etude de Jensen and Siglic [2009]. 

130


2.5.4 Facteur secondaire d’évolution du développement du réseau hydro- 

graphique 

Une question demeure : pourquoi les rivières ne présentent-elles pas toutes le même com- 

portement malgré un soulèvement d’ensemble de la marche côtière ? Nous avons vu que l’aire 

drainée des bassins versants diminuait du Nord au Sud avec un seuil situé vers 20˚S au Sud 

duquel l’aire est globalement constante (Fig.2.20). Nous avons également décrit le compor- 

tement exoréique des rivières situées au Nord de 19˚45’S et le comportement endoréique 

situées au Sud de cette latitude constituant un seuil de connexion avec l’Océan (Fig.2.16 et 

Fig.2.17). Nous avons par ailleurs vu que les précipitations n’étaient pas réparties de façon 

uniforme sur l’ensemble du Bloc Marginal au Nord Chili et qu’il existe, dans le climat actuel, 

un gradient de précipitations en fonction de la latitude dont le taux est quasi constant à 

partir de 19˚30’S de latitude (section 2) (Fig.2.3). 

Au vu de ces observations, nous émettons l’hypothèse que le gradient de précipitations 

décroissant du Nord vers le Sud dans la région étudiée exerce un contrôle majeur sur le 

développement des réseaux jusqu’à l’Océan par la valeur de l’aire drainée et la connexion 

avec les réseaux côtiers (Fig.2.25). Les rivières situées au Nord Chili (18˚/19˚S) sont plus 

alimentées en eau que les rivières situées dans le désert d’Atacama (21˚/22˚S) et peuvent 

donc se développer jusqu’à l’Océan. Le gradient de précipitations du Bloc Marginal favorise 

un changement de régime hydrologique autour d’un seuil situé vers 19˚30’S (Fig.2.25). Les 

rivières développées à cette latitude montrent d’ailleurs une incision d’amplitude forte au 

niveau du bord occidental du plateau de l’Altiplano et au niveau du bord occidental de la 

marche côtière et une incision très faible au niveau de la surface du bassin de la Pampa 

Del Tamarugal. Cette différence d’amplitude marque ainsi la transition entre des rivières 

exoréiques profondément incisées dans la marche côtière et des rivières endoréiques dont 

l’incision de la marche côtière est quasi nulle. L’extrapolation des conditions climatiques 

actuelles et l’existence de ce gradient sur une échelle temporelle de plusieurs millions d’années 

est bien sûr discutable. Cependant, le renforcement de l’aridité, l’existence du courant de 

Humboldt au large des côtes du Chili et du Pérou et l’influence de l’Hiver Bolivien tous trois 

mis en place depuis plusieurs millions d’années nous permettent d’envisager cet effet à plus 

131

2.6 Conclusions 

grande échelle de temps. 

Fig. 2.25 – Relation entre l’aire des bassins versants et le profil de précipitations moyen de la zone 

étudiée en fonction de la latitude. Noter la corrélation d’ensemble des deux tendances exprimées par 

les deux profils. Il existe un seuil vers 19˚30’S dans le profil de précipitations au Sud duquel le taux 

de précipitations est quasi constant. Ce seuil se corrèle avec celui observé dans le profil de l’aire des 

bassins versants situé entre 19˚30’S et 20˚S et également avec le changement de régime hydrologique 

exoréique au Nord et endoréique au Sud. 


Au travers de cette étude géomorphologique, nous avons identifié le principal marqueur 

de la topographie caractéristique du Bloc Marginal au Nord Chili qui est la surface du bassin 

de la Pampa Del Tamarugal. Nous avons montré que ce marqueur est défini par une surface 

plane, continue sur plus de 700 km de long, située à 1 000 m d’altitude. Cette surface ca- 

ractérise l’Escarpement Côtier, trait morphologique de premier ordre de la topographie du 

Nord Chili. Ces deux morphologies forment une marche topographique de 700 km de long, 

1 km de haut et ~ 50 km de large située au pied de la marche du plateau de l’Altiplano. 

L’étude du réseau hydrographique met en évidence la présence de trois comportements de 

132


rivière et de deux niveaux de base dans le Bloc Marginal. La synthèse de l’analyse morpholo- 

gique 3D, la reconnaissance des marqueurs de la topographie et la caractérisation du réseau 

hydrographique témoignent d’un changement relatif du niveau de base entre le marqueur de 

la Pampa Del Tamarugal et le niveau de l’Océan pour toutes les rivières du Nord Chili d’une 

amplitude de 1 000 m. Les dimensions de l’Escarpement Côtier, l’amplitude du changement 

relatif du niveau de base et la présence de failles normales côtières sont en faveur de l’hypo- 

thèse d’une surrection d’origine tectonique de la marche côtière depuis moins de 6 Ma. Cette 

surrection est le moteur de l’incision de la topographie par les rivières dont le signal est très 

probablement modulé par le gradient de précipitations décroissant du Nord au Sud, observé 

au Nord Chili. Nous proposons qu’une origine tectonique relie la formation de la falaise de 

l’Escarpement Côtier ainsi que l’incision du Bloc Marginal par un réseau hydrographique 

d’échelle plurikilométrique qui étaient tous deux considérées jusque là de manière totalement 

indépendante et dont aucune hypothèse n’expliquait l’origine commune à l’échelle du Bloc 

Marginal (Fig.2.26). 

133


Fig. 2.26 – Evolution morpho-tectonique du Bloc Marginal au Nord Chili depuis les 30 

derniers millions d’années proposée d’après les observations détaillées dans les chapitres 1 et 

2. Un grand épisode de pénéplanation a érodé le relief du bord occidental des Andes formé 

par activité du système de chevauchements ouest andin entre 45 et 30 Ma. Les surfaces de 

pédimentation de Coastal Tarapaca et Choja marquent la discordance entre les unités d’âge 

Mésozoïque, très déformées à l’Est du Bloc Marginal, et les unités volcano-sédimentaires 

d’âge Tertiaire mises en place successivement entre 30 et 10 Ma. Ces unités ont été plissées 

et surélevées par le système de chevauchements ouest andin et basculées vers l’Est au niveau 

de la Cordillère Côtière. Le Bloc Marginal a récemment (< 10 Ma) été profondément incisé 

suite à une surrection d’ensemble du Bloc, reliée à la formation de l’Escarpement Côtier par 

fonctionnement d’un système de failles normales en mer. 

134

CHAPITRE 3 

MODÉLISATION DE L’ÉVOLUTION MORPHOLOGIQUE DU 

BLOC MARGINAL AU NORD CHILI DEPUIS LES 7 DERNIERS 


MILLIONS D’ANNÉES 

Le Bloc Marginal du Sud Pérou et du Nord Chili, définissant le bord occidental des Andes, 

est marqué par de grands canyons d’une profondeur de 1 à 2 km qui se développent entre 

le plateau de l’Altiplano à 4 000 m d’altitude et l’Océan Pacifique. L’origine des incisions 

de cette topographie n’est pas encore clairement déterminée. Au Pérou, [Schlunegger et al., 

2006], [Thouret et al., 2007], [Schildgen et al., 2007] et [Schildgen et al., 2010] proposent que 

les incisions résultent d’un soulèvement tectonique de la côte estimé à environ 10 Ma, dont 

les mécanismes ne sont pas connus. Au Nord Chili, il n’existe pas de consensus à propos 

de l’origine des incisions. [Mortimer and Saric, 1972], [García, 2009], [García et al., 2011] 

proposent qu’une origine érosive, par changement de niveau de base entre l’altitude élevée (1 

000 m) du Bloc Marginal depuis au moins les 25 derniers millions d’années et le niveau marin, 

soit à l’origine des incisions entre 18˚30’S et 19˚30’S (Fig.3.1). Les dépôts Oligo-Miocène 

déposés sur la topographie élevée auraient surpassé le relief de la Cordillère Côtière marquant 

la côte au Nord Chili par aggradation lors de périodes plus humides qu’actuellement. 

135


Fig. 3.1 – (Haut) Incision du bord occidental des Andes Centrales du Sud Pérou au Nord Chili, 

entre 13˚S et 26˚S (vue 3D : données SRTM30+ ; 900 m de résolution horizontale). Cadre pointillé 

noir : agrandissement de la topographie présenté en Fig.3.2.(Bas) Alimentation en eau et incision 

du bord occidental des Andes Centrales. La carte de répartition des taux de précipitations annuels 

(données TRMM 2B31 (1998/2006) ; Bookhagen [in review]) est drappée sur la représentation 3D 

de la topographie des Andes Centrales du Sud Pérou au Nord Chili, entre 13˚S et 26˚S (données 

SRTM30+ ; 900 m de résolution horizontale). La distribution des taux de précipitations n’est pas 

toujours corrélée avec la topographie en particulier au niveau du désert d’Atacama (encadré noir 

et rouge, cf. Fig.3.3). L’alimentation en eau des principales rivières (traits blancs) incisant le bord 

occidental du plateau de l’Altiplano est plus grande au Sud Pérou qu’au Nord Chili. Cadre pointillé 

noir et rouge : agrandissement de la topographie présenté en Fig.3.2. 

Ces dépôts auraient atteint le niveau marin situé 1 000 m plus bas. Ce processus aurait 

initié les incisions développées par la suite par érosion régressive au travers du Bloc Marginal. 

[García et al., 2011] proposent également que les rivières du Nord (18˚30’S) seraient plus 

136

Modélisation de l’évolution morphologique du Bloc Marginal au Nord Chili 

depuis les 7 derniers millions d’années 

anciennes que celles situées plus au Sud (19˚30’S) en raison du comportement convexe de 

ces dernières. [Kober et al., 2006] et [Schlunegger et al., 2006] proposent qu’une surrection de 

800 m de la partie côtière du Nord Chili depuis moins de 10 Ma soit à l’origine de l’amplitude 

d’incision des rivières situées aux mêmes latitudes (18˚30’S /19˚30’S). [Hoke et al., 2007] ont 

proposé que les canyons développés sur le bord occidental de l’Altiplano entre 20˚S et 22˚S, 

dont les rivières ne rejoignent pas l’Océan mais ont pour niveau de base la surface supérieure 

du bassin de la Pampa Del Tamarugal (Fig.3.1), témoignent d’un soulèvement du plateau de 

l’Altiplano par rapport à la surface dudit bassin d’une amplitude de 1 000 m depuis moins 

de 10 Ma. Le mécanisme de ce soulèvement est encore mal contraint. Les études menées au 

Nord Chili ne concernent qu’un seul type de rivière (exoréiques ou endoréiques). Il n’existe 

pas encore d’hypothèse qui explique l’âge ainsi que les mécanismes d’incision de l’ensemble 

des réseaux hydrographiques du Bloc Marginal au Nord Chili entre 18˚30’S et 22˚S. 

Nous avons caractérisé les réseaux hydrographiques développés entre 18˚30’S et 22˚S 

(cf. Chapitre 2) et nous avons mis en évidence l’occurrence d’un changement de niveau de 

base d’une amplitude de 1 000 m, entre le niveau de base de la surface du bassin de la Pampa 

Del Tamarugal et le niveau marin, pour l’ensemble des réseaux hydrographiques développés 

sur le Bloc Marginal de 18˚30’S à 22˚S (cf. Chapitre 2) (Fig.3.1). L’âge minimal d’initiation 

ce changement de niveau de base est contraint par l’âge maximal d’incision de la surface de 

la Pampa Del Tamarugal qui est plus récent que 10 Ma. La caractérisation morphologique 

de cette surface a permis de mettre en évidence son importance en tant que marqueur de 

la topographie sur laquelle s’établissent les rivières du Nord Chili et qui définit également 

l’Escarpement Côtier, falaise côtière de 1 km de haut dont l’origine est également discutée 

(Brüggen [1950] ; Rutland [1971] ; Mortimer and Saric [1972] ; Paskoff [1979] ; Armĳo and 

Thiele [1990]). L’amplitude du changement de niveau de base, les dimensions pluri kilomé- 

triques de l’Escarpement Côtier, les failles normales de direction Nord/Sud d’activité récente 

(Quaternaire) situées le long de la côte sont en faveur d’une surrection d’ensemble du Bloc 

Marginal. Nous avons également corrélé le développement inégal des rivières présentant un 

comportement exoréique au Nord (18˚30’S/19˚30’S) et endoréique plus au Sud (20˚/22˚S) 

avec le gradient de répartition des taux de précipitations actuels principalement dû à l’Hiver 

137


Bolivien (Garreaud et al. [2003]) (Fig.3.1). Le gradient indique que les réseaux situés dans la 

région du désert d’Atacama (20˚/24˚S) sont moins alimentés en eau que ceux situés dans 

la région Nord (18˚30’S/19˚30’S) (Fig.3.1). Une alimentation en eau plus grande au Nord 

favoriserait le développement des réseaux jusqu’à l’Océan sur une topographie en surrection. 

Les taux de précipitations passés estimés dans la région sont inférieurs à 200 mm/an pour 

les 10 derniers millions d’années (Rech et al. [2006] ; Olivares et al. [2008]). La gamme des 

valeurs actuelles est similaire à ces taux passés. Ils nous permettent donc de proposer cette 

hypothèse même si nous n’avons pas de données aussi précises que les données actuelles en 

ce qui concerne une répartition inégale des taux de précipitations sur 10 Ma. Nous faisons 

l’hypothèse que la surrection tectonique du Bloc Marginal est à l’origine de la formation 

de l’Escarpement Côtier ainsi que de l’incision de la topographie par les rivières dont le 

développement exoréique ou endoréique est contrôlé par la répartition inégale des taux de 

précipitations au Nord Chili. 

Nous proposons, dans ce chapitre, de tester l’hypothèse de surrection et de développement 

de réseau hydrographique en relation à un gradient de précipitations avec le modèle d’évo- 

lution de paysage APERO (Carretier and Lucazeau [2005]). Nous avons identifié une région 

où il est possible de faire une observation critique permettant de contraindre les paramètres. 

Il s’agit de la région 19˚/20˚S où se développent les réseaux de Camarones, Tiliviche et 

Aroma (Fig.3.2). La rivière Camarones est connectée à l’Océan et son profil longitudinal est 

concave. La rivière de Tiliviche est également connectée à l’Océan mais son profil longitu- 

dinal est convexe. La rivière Aroma n’est pas connectée à l’Océan et son profil longitudinal 

est concave par rapport au bassin de la Pampa Del Tamarugal. Ces trois réseaux témoignent 

donc d’un changement de régime hydrologique en une distance de 100 km (19˚S à 20˚S). 

L’époque d’incision de ces trois réseaux est estimée plus récente que 5.5 ± 0.6 Ma (Naranjo 

and Paskoff [1985]). Nous choisissons de considérer l’âge maximal d’incision comme âge mi- 

nimal pour le soulèvement, ne connaissant pas le temps de réponse de la topographie entre 

surrection et incision. La largeur du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur laquelle les inci- 

sions se développent est similaire. Cependant, nous pouvons voir que celle-ci est plus petite 

au Nord (18˚30’S) qu’ au Sud de la région étudiée (23˚S) (Fig.3.2). La largeur du bassin 

138



plus petite au Nord pourrait faciliter l’incision et la connexion des rivières à l’Océan. Pour 

les trois rivières étudiées, ce paramètre est constant et n’est donc pas à l’origine de leurs trois 

comportements différents. 

Fig. 3.2 – Différence de développement des réseaux hydrographiques entre 18˚37’S et 21˚07’S. 

(Haut) Bloc diagramme 3D montrant la topographie du Nord Chili. (Bas) Profils topographiques et 

profils longitudinaux projetés (EW) des rivières de Camarones, Tana et Aroma. Les réseaux hydrographiques 

ne se sont pas tous développés de la même manière sur cette topographie. Le réseau de 

Camarones incise très profondément le Bloc Marginal depuis le bord occidental de l’Altiplano jusqu’à 

l’Océan Pacifique. Les profils de rivière de ces réseaux sont concaves. Le réseau de Tana/Tiliviche 

montre une incision peu profonde de la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal. Le profil longitudinal 

projeté de Tana présente un comportement convexe qui jouxte la surface du bassin de la 

Pampa Del Tamarugal. La rivière Aroma ne se développe pas jusqu’à l’Océan. Son niveau de base est 

la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal. Le profil de l’une des incisions côtières observées 

entre 20˚S et 21˚S a été reporté sur le profil topographique associé à la rivière Aroma. 

139


Le gradient des taux de précipitations actuels de cette région présente une diminution 

d’un facteur trois entre la zone d’alimentation en eau du réseau de Camarones (19˚S) (160 

mm/an) et celle du réseau d’Aroma (20˚S) (50 mm/an) (Fig.3.3). Cette différence d’alimenta- 

tion pourrait expliquer le développement inégal des trois rivières présentées. Nous considérons 

ces valeurs comme gamme possible de taux de précipitations pouvant être utilisée comme test 

de condition de connexion des rivières à l’Océan. Nous allons tester l’effet de différents taux 

de précipitations sur le développement d’un réseau hydrographique en condition actuelle en- 

doréique. Les modélisations APERO nous permettront de discuter l’influence des paramètres 

cités ci-dessus sur le développement du réseau hydrographique. Elles nous permettront donc 

de déterminer les conditions de mise en place et l’origine possible du réseau hydrographique 

sur l’ensemble du Bloc Marginal. Nous discuterons également de la validité des hypothèses 

effectuées pour la modélisation sur une échelle temporelle de plusieurs millions d’années. 

Fig. 3.3 – Variations spatiales de la répartition des taux de précipitations entre 17˚40’S à 22˚40’S. La 

carte des taux de précipitations est drappée sur les données topographiques SRTM 30+ (cf. Fig.3.1pour 

localisation). Les cinq "swath profiles" à 19˚S, 19˚15’S, 19˚30’S, 19˚45’S et 20˚S indiquent (1) une 

diminution longitudinale des taux de précipitations entre le plateau de l’Altiplano et la côte avec un 

seuil à 69˚30’W (base de la flexure topographique) où les taux de précipitations deviennent tous 

quasi nuls et (2) une diminution latitudinale des taux de précipitations entre 19˚S et 20˚S. Les 

rivières localisées à 20˚S sont trois fois moins alimentées en eau que celles situées à 19˚S. Nous avons 

montré en Fig.3.2 que les profils de rivière présentaient également des comportements témoins d’un 

développement mineur à 20˚S qu’à 19˚S. Ces corrélations suggèrent que les taux de précipitations 

contrôlent le développement des réseaux et leur connexion avec l’Océan. 

140



3.2 Conditions aux limites des modélisations 

La zone considérée pour la modélisation concerne la partie endoréique du Bloc Marginal 

entre 20˚S et 22˚S, dans le désert d’Atacama. La Fig.3.4 présente trois profils topogra- 

phiques réalisés dans la zone endoréique. La topographie utilisée dans la modélisation est une 

topographie simplifiée établie à partir de ces trois profils topographiques (Fig.3.4). La pente 

de la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal est d’environ 1˚(0,5˚à 2˚pour les trois 

topographies présentées), la largeur de ce même bassin est de 75 km (60, 71 et 78 km pour 

les trois topographies), la pente de la flexure topographique est de 20˚(17˚à 23˚pour les 

trois topographies) et l’altitude du plateau amont (correspondant au plateau de l’Altiplano) 

est d’environ 4500 m (Fig.3.4). 

Le taux de soulèvement appliqué dans ces modélisations est contraint par les données 

géologiques et chrono-stratigraphiques détaillées aux chapitres 1 et 2. Nous avons choisi un 

profil de soulèvement simple linéaire pour ces modélisations de premier ordre. Nous avons 

choisi des valeurs de soulèvement en fonction de celles estimées par [Pinto, 2004], [Farías 

et al., 2005] et [Hoke et al., 2007] sur le bord andin et celles estimées à partir des âges 

maximum d’incision par [Naranjo and Paskoff , 1985], [Sáez et al., 1999], [Jensen and Siglic, 

2009] et [García et al., 2011] sur la côte chilienne. Le taux de soulèvement utilisé dans les 

modélisations varie de 0.16 mm/an sur la côte, permettant de former l’Escarpement Côtier, 

à 0,23 mm/an sur l’Altiplano. Nous estimons que ces taux sont raisonnables à partir des 

observations effectuées pour cette étude de premier ordre. 

Les taux de précipitations testés dans les modélisations correspondent aux variations 

indiquées par les profils de précipitations actuels (Fig.3.3). Ils sont établis d’après ces profils 

latitudinaux de précipitations extraits des données de précipitations TRMM 2B31 (Bookhagen 

[in review]) et sont représentés en Fig.3.4. Ils présentent un taux de précipitations décroissant 

depuis le bord de l’Altiplano jusqu’à la surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal puis 

un taux nul sur cette surface, cohérent avec les données actuelles (Fig.3.3 et Fig.3.4). 

Le modèle APERO (Analyse Progressive de l’EROsion) utilisé est un modèle d’évolution 

de paysage tridimensionnel simulant les processus d’érosion en réponse à des forçages exté- 

rieurs tels que la tectonique et le climat (Carretier and Lucazeau [2005]). Les paramètres 

141

3.2 Conditions aux limites des modélisations 

internes du modèle APERO utilisés dans ces modélisations sont détaillés dans la partie An- 

nexe de ce chapitre. Les valeurs des paramètres ont été choisies d’après les valeurs testées dans 

les différentes études utilisant ce type de modélisation (Carretier and Lucazeau [2005] ; Farías 

[2007] ; Quezada [2003] ; Pepin et al. [2010]). Il existe un trade-off entre tous les paramètres. 

Je n’ai choisi de faire varier que le paramètre d’érosion du socle Kbr, directement impliqué 

dans la problématique d’incision qui représente la résistance de la topographie à l’incision. Les 

valeurs des paramètres de chaque expérience sont listées dans les tables TAB.3.1, TAB.3.2, 

TAB.3.3 et TAB.3.4 (cf. Annexes de ce chapitre). Les conditions de bord permettent à l’eau, 

imposée en entrée du calcul, de s’écouler vers la côte et donc vers le niveau de base simulant 

le niveau marin. La durée des expériences est de 7 Ma. Cette période est légèrement supé- 

rieure à l’âge maximum d’incision et minimum pour le soulèvement afin de laisser au réseau 

le temps de se développer. 

142



Fig. 3.4 – Conditions initiales du test de l’influence des précipitations sur le développement et la 

connexion des rivières incisant le bord occidental de l’Altiplano avec l’Océan. La topographie (TOPO- 

UBM) est soumise à un taux de soulèvement (U23-16) et à des profils de précipitations déduits des 

données présentées en Fig.3.3 pendant une durée de 7 Ma. La topographie initiale TOPO-UBM est 

déduite de la topographie actuelle simplifiée par rapport aux profils topographiques entre 20˚15’S et 

21˚45’S. 

143

3.3 Résultats des modélisations 


3.3.1 Informations contenues dans les résultats 

Les résultats des modélisations APERO permettent de qualifier et quantifier (1) la mor- 

phologie en carte du réseau développé sur la topographie en fonction des conditions imposées 

(Fig.3.5), (2) les profils topographiques maximum et minimum des « swath profiles » ef- 

fectués sur l’ensemble de la grille (Fig.3.5), (3) les comportements d’incision des profils de 

rivières déduits par la forme du profil topographique minimum du swath ainsi que par l’am- 

plitude d’incision relative à la topographie théorique. Celle-ci résulte uniquement de l’effet 

du soulèvement appliqué à la topographie initiale (Fig.3.5), (4) les processus d’érosion et de 

sédimentation et la localisation des zones érodées et des zones de dépôt (Fig.3.5). Les zones 

de dépôt correspondent aux régions où le profil topographique maximal est plus haut que le 

profil topographique théorique. Ces zones de dépôts ont une signification géologique, comme 

on peut le voir sur la coupe géologique extraite de la Fig.2.26 (Fig.3.5). La zone de dépôt 

correspond au bassin sédimentaire de la Pampa Del Tamarugal qui a accumulé des produits 

d’érosion de la chaine depuis plusieurs dizaines de millions d’années. Le modèle reproduit 

ce comportement d’érosion et de dépôt. Cependant, le modèle ne permet ni flexure ni sub- 

sidence du bassin pendant l’expérience. Les dépôts s’accumulent donc en surface et forment 

des cônes alluviaux. Les amplitudes d’incision sont quantifiables par l’écart entre les profils 

topographiques minimal et maximal. 

Nous avons identifié une région sur la grille dont la morphologie purement numérique n’a 

pas lieu en réalité. Il s’agit de la zone principale d’alimentation en eau de la topographie (zone 

amont). Les réseaux développés dans cette zone présentent profonde incision de 1 500 à plus 

de 2 000 m. En observant le profil longitudinal de la rivière Tana, dont la partie amont est 

semblable aux autres zones amont de tous les profils de rivière au Nord Chili, on n’y observe 

pas d’incision aussi profonde. Une partie de l’eau alimentant cette zone amont au Nord Chili 

s’infiltre très probablement dans le sol et ressort au niveau des résurgences situées à mi pente 

de la flexure topographique (comme à Pica, 21˚S). Toute l’eau en amont ne participe donc 

pas entièrement au développement des réseaux hydrographiques. 

144



Fig. 3.5 – Extraction d’informations des résultats des modélisations APERO. (Haut) La grille de 

modélisation permet d’observer la morphologie en carte du réseau hydrographique développé pendant 

toute la durée de l’expérience. Les profils topographiques théoriques, maximum et minimum du "swath 

profile" de l’ensemble de la grille servent à caractériser les zones d’érosion (bleu) et de dépôt (jaune). La 

comparaison du profil topographique minimum (associé au premier ordre au profil longitudinal projeté 

de rivière) avec celui de Tana nous indique une trop grande amplitude d’incision dans la partie amont, 

sur le plateau à 4000 m, par rapport au profil de Tana (dont le comportement de la partie supérieure 

du profil est considérée représentative de toutes les parties supérieures des profils réels). Cette énorme 

incision résulte probablement de la non infiltration de l’eau dans la topographie, non permise par le 

modèle, qui a pourtant lieu au Nord Chili. La lithologie utilisée, intégrée dans le paramètre d’érosion 

du socle Kbr, influence également l’incision. Nous ne considérons pas la morphologie et l’amplitude 

d’incision des réseaux de cette zone dans la suite de l’étude (cf. texte pour détails). Le modèle localise 

assez bien les zones de dépôt sédimentaire telles qu’elles sont caractérisées sur la coupe géologique 

par le remplissage du bassin sédimentaire de la Pampa Del Tamarugal. Il reproduit également bien la 

zone d’érosion et d’incision côtière, comme observé sur le profil de Tana. 

145


Le modèle quant à lui ne permet pas l’infiltration de l’eau dans le sol. Par conséquent, toute 

l’eau en amont s’écoule en surface et participe à la formation de profondes incisions. L’effet 

d’incision est donc exagéré. Nous ne tiendrons donc pas compte de la morphologie ainsi que de 

l’amplitude des réseaux amonts dans l’analyse et l’interprétation des résultats de cette étude. 

Cependant, nous avons besoin de ce mode d’alimentation dans les expériences, comparable à 

celui du Nord Chili, sans que cette restriction soit un obstacle à notre problématique. 

3.3.2 Surrection et variation climatique 

Les figures Fig.3.6 et Fig.3.7 présentent les résultats des modélisations pour deux taux 

de précipitations (precip-110-0 et precip-140-0) sur une la topographie TOPO-UBM soumise 

au profil de surrection U23-16 pour différentes valeurs du coefficient d’érosion du socle Kbr. 

La morphologie en carte du réseau de drainage présenté en Fig.3.6, pour un profil de préci- 

pitations precip-110-0 et pour un coefficient d’érosion Kbr = 5e -06 (expérience 215), présente 

des arbres de drainage allongés développés de manière assez rectiligne entre l’amont et l’aval. 

Les ramifications sont de plus en plus nombreuses en remontant vers l’amont. Celles-ci se 

sont développées sur la flexure topographique. L’organisation du réseau hydrographique est 

de type penné. La largeur des incisions est comprise entre 1 et 3 km. La profondeur des 

incisions est d’environ 1 km sur la partie côtière et devient plus faible au niveau de la base de 

la flexure. Plus la valeur du coefficient d’érosion diminue, c’est à dire plus la topographie est 

difficile à éroder, moins les réseaux amonts et côtiers se connectent (exp209 : precip-110-0, 

Kbr = 8 -07 ). Les profils topographiques minima, que l’on peut grossièrement associer aux 

profils de rivière des topographies modélisées, jouxtent la surface topographique maximale et 

témoignent donc d’une très faible (exp183) voire une absence (exp209) d’incision dans la to- 

pographie. Les profils des réseaux côtiers de forme concave traduisent le recul du changement 

de concavité développé depuis le bord du plateau côtier qui est d’autant plus facilitée que 

le coefficient d’érosion du socle est grand. Ces expériences ne présentent quasiment aucune 

zone de dépôt sédimentaire. 

146



Fig. 3.6 – Développement des réseaux hydrographiques sur une topographie en surrection soumise à 

un taux de précipitations precip-110-0 pour différentes lithologies. Une lithologie plus dure (Kbr=8e -07 ) 

limite le développement et la connexion des réseaux. 

Les mêmes topographies soumises à un taux de précipitations plus fort (precip-140-0) 

montrent une organisation des réseaux hydrographiques beaucoup plus visible que pour le 

taux de précipitations precip-110-0, avec des ramifications plus nombreuses (exp191 : precip- 

140-0, Kbr = 1e -06 ) (Fig.3.7). Le recul du knickpoint en relation au bord du plateau côtier 

indique que les incisions sont également plus prononcées, dans les trois situations par rapport 

aux expériences précédentes. Les expériences 191 et 206 présentent une connexion bien établie 

entre les réseaux amonts et côtiers et une incision de 100 à 500 m par rapport à la surface 

du plateau côtier. L’augmentation du taux de précipitations en entrée du calcul a permis la 

connexion des réseaux amonts et côtiers qui ne l’étaient pour un taux de précipitations plus 

faible. L’effet le plus notable concerne l’incision de la surface du plateau côtier en particulier 

147


pour l’expérience 191. La diminution de la valeur du coefficient d’érosion du socle freine le 

développement des réseaux hydrographiques. On remarque la formation d’une zone de dépôt 

de sédiments au pied de la flexure pour les trois expériences avec une zone plus grande pour 

l’expérience qui présente le plus grand coefficient d’érosion (expérience 195). En effet, le profil 

topographique minimum indique que d’énormes quantités de matériel ont été érodées sur le 

plateau amont de la topographie. Ces zones de dépôt empêchent toute connexion entre les 

réseaux amonts et côtiers. 

Fig. 3.7 – Développement des réseaux hydrographiques sur une topographie en surrection soumise à 

un taux de précipitations precip-140-0 pour différentes lithologies. Ces conditions favorisent l’incision 

et le dépôt des produits d’érosion. L’augmentation des taux de précipitations permet une connexion 

entre les réseaux amonts et côtiers plus grande que pour le taux de précipitations precip-110-0. 

148



3.4 Comparaison aux réseaux du Nord Chili 

Nous avons vu qu’une augmentation du taux de précipitations favorise l’incision et parti- 

cipe à la connexion entre les réseaux amonts et côtiers. Nous pouvons également déterminer 

que le coefficient d’érosion du socle est un paramètre non négligeable dans les modélisations. 

La Fig.3.8 présente les résultats qui paraissent intéressants et convaincants en relation à notre 

problématique de départ en ayant sélectionné la valeur du coefficient d’érosion du socle per- 

tinente quant aux observations naturelles. La valeur de Kbr = 5e -06 implique une érosion du 

haut de la topographie beaucoup trop élevée par rapport à ce que l’on observe. La valeur de 

Kbr = 8e -07 ne permet pas le développement d’un quelconque réseau même en augmentant 

encore les taux de précipitations (cf. partie 2 de ce chapitre). La valeur du coefficient d’érosion 

du socle de Kbr = 1e -06 présente les résultats les plus proches des conditions de mise en place 

des réseaux hydrographiques au Nord Chili. 

La morphologie des arbres de drainage de l’expérience 183 (precip-110-0 ; Kbr = 1e -06 ) 

est très similaire à celle observée au Nord Chili dans la zone aride et endoréique. Celles-ci 

présentent des incisions développées sur la flexure et sur la côte (par érosion régressive dans 

ce dernier cas) mais pas de connexion entre les deux. L’augmentation minime des taux de 

précipitations (110 à 140 mm/an sur le plateau amont) favorise l’incision de la topographie, 

le développement d’un arbre de drainage et la connexion des deux réseaux (expérience 191 ; 

precip-140-0 ; Kbr = 1e -06 ). Le profil topographique minimum de l’expérience 183 est simi- 

laire au profil de rivière projeté sur une direction Est/Ouest de la rivière nommée, dans cette 

étude, South Tarapaca. Les deux profils ont incisé la bordure du plateau amont et présentent 

une forme concave. Les deux profils jouxtent la surface de la flexure topographique et égale- 

ment celle du bassin de la Pampa Del Tamarugal. L’augmentation des taux de précipitations 

favorise la connexion entre les réseaux amont et côtier ainsi que l’incision de la topographie 

avec un profil de rivière convexe au centre. Un tel changement de concavité a été observé et 

caractérisé pour les rivières de Tana et Tiliviche à 19˚30’S (cf. Chapitre 2 et Fig.3.8). Ces ri- 

vières sont supposées avoir été plus alimentées en eau que celles d’Aroma, de South Tarapaca 

et Chacarilla, par exemple, lors de leur développement sur le Bloc Marginal en surrection. 

Les résultats de la modélisation permettent de valider cette hypothèse. L’augmentation du 

149

3.4 Comparaison aux réseaux du Nord Chili 

taux de précipitations requise pour l’initiation de l’incision et de la connexion entre les ré- 

seaux côtier et amont est faible (30 mm/an). Celle-ci nous renseigne donc sur l’instabilité 

du système morpho-tectonique au Nord Chili. Une faible perturbation du système favorise 

ou non l’incision de la topographie. L’alimentation en eau des réseaux situés dans la partie 

Nord du Chili est un facteur nécessaire pour la connexion des réseaux à l’Océan et l’incision 

de grande amplitude dans le cas d’une surrection d’ensemble de la topographie. 

Fig. 3.8 – Influence de l’augmentation des taux de précipitations sur la connexion des réseaux avec 

l’océan : interprétation des résultats. La grille du haut correspond à la topographie du Nord Chili 

entre 19˚20’S et 21˚05’S. Les principales rivières caractérisées dans le chapitre 2 sont représentées 

en carte ainsi que le profil longitudinal projeté des rivières Tana et South Tarapaca (en coupe) dont 

le développement différent est supposé résulter de l’apport en eau plus grand au niveau de la source 

de Tana que celle de South Tarapaca. L’augmentation du taux de précipitations de 30 mm/an pour 

l’expérience 191 favorise le développement des réseaux (carte) et l’incision de la topographie (profils), 

tous les autres paramètres étant constants par ailleurs. 

150



3.5 Limitations des conditions expérimentales utilisées 

3.5.1 Influence de la largeur du bassin sédimentaire 

La largeur du bassin de la Pampa Del Tamarugal est plus grande à 21˚S qu’à 18˚30’S 

de latitude (3.2). Nous avons voulu tester l’effet de la largeur de ce plateau côtier sur le 

développement du réseau hydrographique. La topographie utilisée dans cette modélisation 

est la topographie TOPO-SHORT qui présente, soumise au profil de soulèvement U23-16- 

SHORT, un plateau côtier final moins large (Fig.3.9). Le résultat de cette modélisation est 

présenté par rapport à l’expérience 183 (precip-110-0 ; Kbr = 1e -06 ) (Fig.3.10). 

Le réseau hydrographique (Fig.3.10) présente des réseaux connectés à l’Océan organisés de 

manière semblable à ceux que l’on observe sur la topographie du Nord Chili entre 18˚30’S et 

19˚30’S (3.2). Les réseaux sont allongés et rectilignes. Le profil de rivière est de forme plutôt 

concave. L’amplitude d’incision est de l’ordre de 1 000 m excepté à la base de la partie pentée 

où l’amplitude est seulement d’environ 500 m. Cette diminution de l’amplitude d’incision est 

l’expression de l’ancien niveau de base des rivières amonts (c’est à dire la surface du plateau 

côtier). L’expérience 183 soumise aux mêmes conditions internes ne présente pas un réseau 

aussi développé ni même une véritable connexion avec l’Océan (Fig.3.10). La diminution de 

la largeur du plateau côtier apparaît critique en ce qui concerne le développement d’un réseau 

hydrographique tel qu’on l’observe sur la topographie du Nord Chili tant par la morphologie 

que par la forme concave du profil de rivière. Or, au niveau des rivières Camarones, Tana, 

Tiliviche et Aroma, représentant la zone seuil de connexion/non connexion avec la mer, la 

largeur du bassin de la Pampa Del Tamarugal est la même (à quelques kilomètres près). Ce 

paramètre favorise l’incision mais n’est donc probablement pas le paramètre prépondérant 

qui contrôle le développement des réseaux et leur connexion à l’Océan sur l’ensemble du Bloc 

Marginal. 

151


3.5.2 Taux de précipitations actuels vs climat sur les 10 derniers Ma 

Les taux de précipitations utilisés dans ces modélisations ont été déterminés à partir des 

conditions de précipitations actuelles. Il s’agit de valeurs moyennes déterminées pour une 

période de 9 ans d’acquisition de données. Les valeurs ont probablement été plus fortes et 

plus faibles localement et temporairement pendant la période d’acquisition. L’extrapolation 

de ces taux de précipitations à une échelle de 7 Ma surestime ou sous estime les taux de 

précipitations passés. Nous n’avons pas de données permettant de contraindre ces variations. 

Cependant, les études menées sur la nature des sols rencontrés au Salar d’Atacama attestent 

de taux de précipitations inférieurs à 200 mm/an pour les 20 derniers millions d’années (Al- 

pers and Brimhall [1988] ; Rech et al. [2006] ; Olivares et al. [2008]). Les variations des taux 

de précipitations par rapport aux taux actuels sont donc probables mais la gamme de préci- 

pitations explorée est toujours en accord avec les estimations paléo-climatiques. Par ailleurs, 

les précipitations sur cette topographie peuvent être considérées d’« événementielles ». Les 

pluies au Nord Chili sont des événements ponctuels souvent de grande ampleur. L’efficacité 

érosive d’événements comme ceux-ci joue probablement un rôle important en ce qui concerne 

l’origine de ces grandes incisions dans une région qualifiée d’aride depuis plusieurs millions 

d’années. L’effet de l’alimentation en eau de manière ponctuelle mais importante est à prendre 

en compte dans de nouvelles expériences. Avec les modélisations présentées, nous contrai- 

gnons une étroite gamme de variation des taux de précipitations qui favorise l’endoréisme 

ou l’exoréisme. Nous montrons par nos modélisations que les valeurs moyennes permettent 

d’expliquer le développement de l’ensemble du réseau hydrographique du Bloc Marginal au 

Nord Chili sur 7 Ma. Cet âge est un âge minimum pour le soulèvement. Le développement du 

réseau sur une plus grande période de temps pourrait également être testée, cependant, les 

modélisations nous permettent de conclure que 7 Ma suffisent au développement du réseau 

hydrographique. 

L’échelle temporelle de nos modélisations ne concerne que les 7 derniers millions d’an- 

nées. Le réseau hydrographique développé sur la partie pentée depuis cette période dans nos 

modélisations est un réseau peu réaliste si l’on considère l’évolution morpho tectonique de 

la partie occidentale des Andes au Nord Chili depuis les 25 derniers millions d’années (cf. 

152



Fig. 3.9 – Conditions initiales du test de l’influence de la largeur du bassin de la Pampa Del Tamarugal 

sur le développement et la connexion des rivières incisant le bord occidental de l’Altiplano avec l’Océan. 

La topographie (TOPO-SHORT) est soumise à un taux de soulèvement (U23-16-SHORT) et soumise 

au profil de précipitations precip-110-0 déduit des données données présentées en Fig.3.3 pendant une 

durée de 7 Ma. La topographie initiale TOPO-SHORT est déduite de la topographie actuelle simplifiée 

par rapport aux profils topographiques entre 18˚45’S et 19˚15’S. 

153


Fig. 3.10 – Influence de l’augmentation de la largeur du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur la 

connexion des réseaux avec l’océan : interprétation des résultats. La grille du haut correspond à la 

topographie du Nord Chili entre 18˚45’S et 20˚15’S. Les principales rivières caractérisées dans le 

chapitre 2 sont représentées en carte ainsi que le profil longitudinal projeté des rivières Camarones et 

South Tarapaca (en coupe). La largeur du plateau côtier au niveau du réseau de Camarones est plus 

faible (35km) que celle située au niveau de South Tarapaca (75 km). La diminution de la largeur du 

plateau côtier (exp199) favorise le développement des réseaux (carte) et l’incision de la topographie 

(profils), tous les autres paramètres étant constants par ailleurs. 

154



Chapitre 2, Fig.2.26). Cette zone a été soumise à un soulèvement de surface par rapport à la 

surface du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur laquelle de précédents réseaux ont déjà pu 

se développer. [García, 2002] et [García et al., 2011] ont mis en évidence sur le bord occidental 

du plateau de l’Altiplano au niveau de la vallée de Lluta (18˚30’S), la présence d’un réseau 

de drainage parallèle abandonné peu profond qui dissèque les unités de la formation Oxaya 

(19 à 17 Ma) ainsi que les laves du volcan Sucuna datées à 15.0 ± 0.6 Ma vers 18˚20’S. 

Ce réseau parallèle témoigne d’une incision du bord occidental de l’Altiplano après 15 Ma 

(García, 2002 ; García et al. [2011]). L’antécédence des réseaux hydrographiques est une don- 

née à prendre en compte dans de nouvelles expériences afin de déterminer de manière encore 

plus précise l’évolution des réseaux hydrographiques au Nord Chili. Ce paramètre permettra 

de caractériser le contrôle des réseaux pré-existants sur le développement des nouveaux ré- 

seaux. Les incisions seront plus localisées et les amplitudes d’incision seront sûrement plus 

grandes. Les expériences présentées ici se veulent simples et permettent d’appréhender au 

premier ordre les conditions de précipitations qui permettent d’acquérir une morphologie et 

un profil d’incision tels que ceux observés au Nord Chili. 

3.6 Âge et mode d’incision 

Les différents comportements observés dans les profils de rivière ont été expliqués par 

d’autres mécanismes (Mortimer and Saric [1972], Mortimer and Saric [1975], Mortimer 

[1980], Farías et al. [2005], Hoke et al. [2007], García et al. [2011]). 

3.6.1 Soulèvement plus ancien et/ou plus rapide au Nord (18˚30’S) 

Les réseaux pourraient également traduire une incision plus ancienne au Nord (18˚30’S) 

dans la zone exoréique et plus jeune au Sud (22˚S) dans la zone endoréique. L’initiation de 

l’incision plus ancienne au Nord aurait permis un développement plus grand et une ampli- 

tude d’incision de la topographie plus grande que dans la partie Sud. Les âges publiés qui 

contraignent l’initiation de l’incision apportent un âge maximal pour l’incision et donc un 

âge minimal pour le soulèvement. Les âges les plus récents dans la partie Nord, concernant 

l’incision des rivières Lluta, Azapa, La Higuera, Vitor et le système de Camarones (18˚30’S 

155


à 19˚S), contraignent un âge d’incision plus récent que 7.5 ± 0.1 Ma (von Rotz et al. [2005]). 

L’âge d’incision des rivières Tana et Tiliviche (19˚30’S) est plus récent que 5.5 ± 0.6 (Na- 

ranjo and Paskoff [1985]). L’âge d’incision de la rivière du Loa (21˚30’S) est plus récent 

que la gamme [6.0 ± 0.4 Ma ; 4.2 ± 0.4 Ma] qui est discutée (Sáez et al. [1999] ; Jensen and 

Siglic [2009]). Ces âges maxima paraissent effectivement de plus en plus jeunes en allant vers 

le Sud. L’incision plus ancienne au Nord qu’au Sud pourrait résulter d’un soulèvement plus 

rapide ou plus ancien au Nord (18˚30’S) qu’au Sud (22˚S). Cependant, nous avons mis en 

évidence au Chapitre 2 le caractère morphologique uniforme et plat de la surface du bassin de 

la Pampa Del Tamarugal sur l’ensemble du Bloc Marginal. Cette morphologie plane sur 700 

km ne résulte très probablement pas d’un soulèvement non uniforme du Bloc Marginal. La 

falaise de l’Escarpement Côtier devrait également témoigner de ce gradient de soulèvement 

puisque nous avons relié sa formation à celle des incisions par surrection du Bloc Marginal. 

Or, nous avons quantifié la hauteur de l’Escarpement Côtier au chapitre 2. Celle-ci ne pré- 

sente pas de diminution d’altitude marquée et pouvant être reliée à cette différence de taux 

de soulèvement depuis 18˚30’S jusqu’à 22˚S. Il est donc peu probable qu’un soulèvement 

plus rapide ou plus ancien au Nord qu’au Sud soit à l’origine de ces comportements. D’autre 

part, les âges indiqués sont des âges maxima pour l’incision. Ils peuvent par conséquent être 

tous plus jeunes que 4.2 ± 0.4 Ma pour l’ensemble des réseaux. Nous ne connaissons pas le 

temps de réponse de l’incision de la topographie suite au soulèvement de cette dernière. Nous 

l’avons assumé négligeable. Il est très probable qu’il ne l’est pas dans une région où le climat 

est aride. Par ailleurs, nous arrivons très bien à contraindre la formation de l’ensemble du 

réseau hydrographique développé sur le Bloc Marginal par un profil simple de soulèvement 

uniforme du Nord au Sud dont l’âge est le même pour l’ensemble du Bloc Marginal, en ce 

qui concerne les incisions côtières. 

3.6.2 Débordement du bassin sédimentaire 

Il existe une autre hypothèse pour la formation des réseaux de drainage du Nord Chili 

que nous avions écartée en raison des arguments morphologiques et géologiques présentés et 

discutés aux chapitres 1 et 2. Pour [Mortimer and Saric, 1972], [Mortimer and Saric, 1975], 

156



[Mortimer, 1980] et [García et al., 2011], les réseaux du Nord Chili connectés avec l’Océan ne 

sont pas l’expression d’un soulèvement de la partie côtière. Ils se seraient développés par éro- 

sion régressive après débordement du bassin de la Pampa Del Tamarugal, déjà situé à 1 000 

m d’altitude, par-dessus le relief de la Cordillère Côtière et la falaise de l’Escarpement Côtier 

au cours du Miocène. La différence d’altitude avec le nouveau niveau de base des rivières, 

localisé alors 1 000 m plus bas, aurait initié l’incision de la côte et la régression des réseaux 

vers l’amont. Nous avons réalisé des modélisations simples, de la même manière que celles 

qui ont été présentées précédemment, qui testent ce mécanisme de débordement sédimentaire 

sur une topographie déjà haute et sans surrection (Fig.3.11 et Fig.3.12). 

Nous présentons ici le résultat d’une modélisation (exp279 ; precip-140-0 ; Kbr = 1e -06 ; 

TOPOHF) dont les conditions sont similaires à l’expérience 191 (Fig.3.7). Pour rappel, cette 

expérience présentait un réseau comparable en carte et en coupe à la région exoréique du 

Nord Chili pour un taux de précipitations plus fort que celui qui caractérise le dévelop- 

pement des réseaux non connectés entre 20˚et 21˚S, donc dans des conditions déjà plus 

humides (exp191 ; precip-140-0 ; Kbr = 1e -06 ; TOPO-UBM) (Fig.3.7). Cette modélisation de 

l’hypothèse de la formation des réseaux hydrographiques sur un plateau déjà haut sert uni- 

quement à contraindre, au premier ordre, la validité des différentes hypothèses. 

La topographie initiale présente un plateau côtier déjà formé dont l’altitude est d’envi- 

ron 1 000 m (Fig.3.11). Seule la flexure amont ne possède pas son altitude actuelle. Cette 

topographie est soumise à un soulèvement uniquement localisé sur la partie amont. 

157


Fig. 3.11 – Conditions initiales du test de la position déjà haute du niveau de base de la surface 

du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur le développement et la connexion des rivières incisant le 

bord occidental de l’Altiplano avec l’Océan. La topographie (TOPOHF) est soumise à un taux de 

soulèvement (UFLEXURE) déformant uniquement la partie amont de la topographie et soumise au 

profil de précipitations precip-140-0 déduit des données présentées en Fig.3.3 pendant une durée de 

7 Ma. La topographie initiale TOPOHF est déduite de la topographie actuelle simplifiée par rapport 

aux profils topographiques entre 20˚15’S et 21˚45’S. 

158



La morphologie des réseaux hydrographiques obtenus avec ces conditions initiales (Fig.3.12) 

est caractérisée par un arbre de drainage très ramifié dont le développement est plutôt ra- 

dial, comparé à celui des expériences avec surrection côtière. Les gorges sont très sinueuses 

au-dessus de la falaise côtière. Les tributaires ne se développent pas de manière uniforme 

selon une direction globalement amont/aval mais dans toutes les directions. Le réseau est dit 

dendritique. Les rivières incisent selon un type méandriforme principalement observé sur des 

surfaces à faible pente (Fig.3.12). Le réseau ainsi obtenu est peu similaire à celui observé au 

Nord Chili caractérisé par des incisions plutôt rectilignes et dirigées selon la direction de plus 

grande pente. Cette différence de comportement et en particulier d’absence de sinuosité sur 

les topographies en surrection est une observation intéressante qui est très probablement liée 

à l’instabilité du système constamment entretenue lors de la surrection. 

Les profils de rivière ne sont pas totalement différents, cependant le profil topographique 

minimum présente un knickpoint localisé typique d’une érosion régressive mais pas de forme 

convexe contrairement aux profils des expériences avec soulèvement et au profil de Tana 

(Fig.3.12). Les réseaux développés par érosion régressive sur une topographie déjà haute 

présentent une morphologie trop sinueuse par rapport à celle des réseaux bien développés au 

Nord Chili (18˚30’S/19˚S). Si ce mécanisme était à l’origine de ces réseaux alors la sinuosité 

devrait être observée actuellement sur la topographie. De plus, la position de la surface de 

la Pampa Del Tamarugal à une altitude de 1 000 m au Miocène n’est justifiée par aucune 

donnée ni aucun argument pertinent (Hoke et al. [2007]). 

D’après la morphologie du réseau hydrographique, la modélisation de l’incision d’une 

topographie déjà haute confrontée à celle du développement des incisions sur une topographie 

en surrection favorise cette dernière hypothèse. 


Cette étude de premier ordre avec des modèles simples nous a permis de contraindre les 

conditions d’incision de la topographie au Nord Chili. Les faibles variations des taux de préci- 

pitations actuels (de l’ordre de quelques dizaines de mm/an) conditionnent la connexion des 

réseaux à l’Océan. Elles traduisent l’instabilité du système topographique et hydrologique du 

159


Fig. 3.12 – Influence de de la position déjà haute du bassin de la Pampa Del Tamarugal sur la 

connexion des réseaux avec l’Océan : interprétation des résultats. La grille du haut correspond à la 

topographie du Nord Chili entre 18˚25’S et 20˚15’S avec les tracés des principales rivières du Nord 

Chili. (Haut droit) Profils de rivière projetés des rivières Camarones et Tana. La morphologie du 

réseau hydrographique développé dans des conditions plus humides qu’actuellement (precip-140-0) 

sur une topographie avec un plateau côtier large diffère entre les deux modèles. Celui développé sur 

une topographie déjà haute (exp279) présente une sinuosité beaucoup plus forte sur le plateau côtier 

que ne l’est le réseau hydrographique développé sur une topographie soumise à une surrection continue 

(exp191). Cette sinuosité ne s’observe pas non plus sur la topographie du Bloc Marginal au Nord Chili 

à l’échelle de chaque réseau hydrographique. La connexion des réseaux amonts et côtiers n’est pas non 

plus observée (exp279). L’hypothèse du développement du réseau hydrographique sur une topographie 

déjà haute ne permet pas d’expliquer les réseaux caractérisés au Nord Chili. 

160



Nord Chili et donc le rôle majeur du gradient de précipitations sur le changement de régime 

hydrologique. Nous avons mis en évidence par la modélisation que les variations spatiales des 

taux de précipitations sur l’ensemble du Bloc Marginal au Nord Chili modulent le signal de la 

surrection d’origine tectonique en favorisant l’exoréisme des réseaux hydrographiques au Nord 

Chili et en amplifiant l’endoréisme des réseaux situés dans le désert d’Atacama (20˚/25˚S). 

Ces variations spatiales peuvent être envisagées sur une période temporelle beaucoup plus 

longue. La largeur du bassin de la Pampa Del Tamarugal, ou plateau côtier, est également 

un paramètre favorisant la connexion des rivières avec l’Océan. Elle est cependant un para- 

mètre secondaire par rapport aux taux de précipitations. Néanmoins, ces deux paramètres 

amplifient conjointement la connexion des réseaux situés dans la partie Nord de la région 

étudiée (18˚30’S/19˚S) où le plateau côtier du Bloc Marginal est moins large et où les taux 

précipitations sont plus grands par rapport à la partie Sud de la région étudiée (20/24˚S). 

Ces résultats simples nous permettent d’appuyer l’hypothèse selon laquelle une surrection 

de la partie côtière aurait permis le développement d’un réseau hydrographique allongé, peu 

ramifié tel que celui observé sur le Bloc Marginal du Nord Chili et que cette surrection est 

également reliée à la formation de l’Escarpement Côtier. De plus, nous avons pu souligner 

que l’hypothèse d’incision par débordement du bassin sédimentaire par dessus l’Escarpement 

Côtier ne favorise pas l’acquisition d’un réseau hydrographique tel que celui observé au Nord 

Chili. Ces résultats de premier ordre montrent que la surrection tectonique de l’ensemble du 

Bloc Marginal permet d’expliquer le réseau hydrographique du Nord Chili dont l’évolution 

est contrôlée secondairement par le gradient des précipitations du Nord Chili. 

161

3.8 Annexes 

3.8 Annexes 

3.8.1 Principes, lois et paramètres du modèle d’évolution de paysage APERO 

3.8.1.1 Principe du modèle 

Le modèle APERO (Analyse Progressive de l’EROsion) utilisé est un modèle d’évolution 

de paysage tridimensionnel simulant les processus d’érosion en réponse à des forçages ex- 

térieurs tels que la tectonique et le climat (Carretier and Lucazeau [2005]). Le paysage est 

représenté par un maillage régulier de cellules carrées dont l’altitude est déterminée à chaque 

pas de temps après calcul des taux d’érosion et d’accumulation de sédiments sur une cellule 

donnée en respectant le principe de conservation de masse des sédiments et de l’eau. Le dé- 

placement de cellule en cellule de l’eau, imposée en entrée du calcul, fait évoluer le paysage 

par formation de vallées et de zones accumulant les produits d’érosion. Une loi puissance 

d’incision du socle, une loi puissance de transport alluvial et deux lois de diffusion des sédi- 

ments et du socle sont utilisées dans le modèle pour calculer les flux de sédiments et d’eau 

déterminant l’évolution du paysage. Ce modèle ne prend pas en compte l’évapo transpiration 

ni l’infiltration. Les lois physiques utilisées dans ce modèle font intervenir, outre le soulève- 

ment et les précipitations, de nombreux paramètres secondaires par rapport aux conditions 

limites explorées dans la première partie du Chapitre 3. Nous avons testé l’influence de ces 

paramètres. Les résultats de ces tests sont présentés ci-après. Les lois physiques du modèle 

APERO sont également décrites. 

3.8.1.2 Lois physiques du modèle APERO 

Ce modèle est basé sur trois lois qui sont la loi de transport alluvial, la loi d’incision du 

socle et la loi de diffusion pour le calcul de l’érosion des pentes et versants. La répartition de 

l’eau et des sédiments sur l’ensemble de la grille répond aux équations de conservation. Pour 

de plus amples détails sur les équations se reporter à l’article de [Carretier and Lucazeau, 

2005] et au guide APERO (APERO user’s Guide, Carretier [2004]). 

La variation locale de l’altitude h d’une rivière au cours du temps dépend du flux de 

sédiments qs par unité de largeur de la rivière, du taux de soulèvement vertical U, du champ 

162



de déplacement tectonique horizontal −→ V par la relation : 

∂h 

∂t = −−→ ∇. −→ qs + U − −→ V . −→ ∇h (3.1) 

Le volume d’eau déchargé total Q est fonction du taux de précipitations annuel moyen P 

et de l’aire drainée A : 

Q = P A (3.2) 

Les processus d’infiltration, d’évapo-transpiration, de compaction des sédiments et la 

porosité ne sont pas pris en compte dans ce modèle. 

La loi de transport alluvial utilisée dans ce modèle relie la capacité de transport alluvial 

−−→ 

Qsal au volume d’eau déchargé total Q, à la pente locale S et à un coefficient de transport 

alluvial Kal par l’équation : 

−−→ 

Qsal = Kal Q α S β −→ l (3.3) 

avec −→ l , le vecteur unitaire dans la direction du flux et 

Kal = kw 1−α′ 

K ′ al 

w étant la largeur de la rivière et α= 0.5α ′ +0.5 

(3.4) 

L’incision du socle dépend du volume d’eau déchargé total Q, de la pente locale S et du 

coefficient d’érosion du socle Kbr par la relation : 

I = Kbr Q m S n 

(3.5) 

L’érosion des pentes est calculée par des équations de diffusion qui relient linéairement le 

flux de sédiments par unité de largeur −−−→ 

qsdiff au gradient d’altitude local −→ ∇h par un coefficient 

163

3.8 Annexes 

de diffusion κbr pour le socle ou κsed pour les sédiments : 

−−−→ 

qsdiff = −κ −→ ∇h (3.6) 

Or, pour tenir compte du rôle des glissements de terrain, l’équation (Eq.3.6) peut être 

exprimée de manière à ne pas dépendre linéairement de la pente locale −→ ∇h par la relation 

suivante : 

−−−−→ 

qsnldiff = −κ[ 

−→ ∇h 

(1 − ( −→ ∇h 

Sc )2 ) 

] (3.7) 

avec Sc la pente critique correspondant à l’angle de repos des sédiments (Scsed) ou du socle 

(Scbr). 

Les paramètres de ces lois qui ont été testés dans les modélisations présentées au cours 

de ce chapitre sont regroupés dans les tables TAB.3.1, TAB.3.2, TAB.3.3. et TAB.3.4. Les 

valeurs qui leur ont été attribuées proviennent de la compilation de différentes études utilisant 

le modèle APERO (Carretier [2004] ; Carretier and Lucazeau [2005] ; Farías [2007] ; Quezada 

[2003] ; Carretier et al. [2009]). 

3.8.1.3 Paramètres du modèle 

La grille utilisée présente une longueur de 200 km et une largeur de 150 km. Ces dimensions 

permettent de s’affranchir des effets de bord et d’aboutir à un développement présentant la 

même échelle spatiale que celle à laquelle on observe le réseau hydrographique au Nord Chili. 

La résolution des équations du modèle repose sur la méthode des différences finies. Celle-ci 

est fonction de la taille de la maille et du pas de temps utilisé. Une taille de maille carrée de 

500 m de côté et un pas de temps de 10 ans ont été choisis de manière à limiter le temps de 

calcul et à obtenir une résolution horizontale des grilles de paysage suffisante pour interpréter 

les résultats. 

Les paramètres choisis sont constants au cours de l’expérience. Le cheminement de l’eau 

choisi pour les expériences est une distribution à flux multiple. Cette méthode permet de 

distribuer l’eau d’une cellule à l’ensemble de ces cellules voisines plus basses qu’elle sans 

164



Tab. 3.1 – Table présentant les paramètres utilisés pour les tests de sensibilité (exp180 à exp199). 

165

3.8 Annexes 


166




167

3.8 Annexes 


168



localiser l’incision et ainsi laisser cette action sous contrôle du taux de soulèvement, des 

précipitations et de la capacité érosive. Le niveau de base est fixé à 0 m sur le bord proche de 

la côte (simulant le niveau marin) et à 4 000 m sur la partie la plus élevée. Aucun flux d’eau 

ni de sédiments ne sort par les côtés de la grille. L’écoulement est dirigé vers le bord côtier. 

Les sédiments peuvent se déposer sur la grille. 

La loi d’incision choisie est une loi d’incision limitée par le détachement (ou érosion du 

socle) et non par le transport. Nous faisons l’hypothèse que la charge sédimentaire située sur 

le lit de chaque rivière est faible et que les rivières sont classées dans le type à lit rocheux 

dont l’érosion sera limitée par la capacité d’incision. Aucune épaisseur de sédiments n’a été 

introduite sur la grille initiale. Le flux d’eau critique permettant la mise en mouvement des 

particules est nul. Les coefficients des lois de transport et d’incision ainsi que les valeurs des 

angles critiques pour l’équilibrage gravitaire des sédiments et du socle sont indiqués sur les 

tables TAB.3.1, TAB.3.2, TAB.3.3. et TAB.3.4. La largeur de la rivière n’est pas prise en 

compte dans le calcul de la relation entre la largeur de la rivière et le débit d’eau moyen. 

Les expériences ont été effectuées sur une durée de 7 Ma, soit un million d’années de plus 

que l’âge maximal estimé du développement des rivières sur le Bloc Marginal au Nord Chili 

tel que nous l’avons vu précédemment (Naranjo and Paskoff [1985] ; Zeilinger et al. [2005] ; 

Kober et al. [2006] ; García et al. [2011]) afin de laisser une marge suffisante au développement 

du réseau hydrographique et étant donné que l’âge de 6 Ma est un âge qui contraint plus ou 

moins l’âge d’initiation maximal de l’incision et l’âge minimum de la surrection. 

3.8.2 Tests et contraintes des paramètres du modèle APERO 

3.8.2.1 Effet du coefficient de transport alluvial 

Nous testons ici l’influence de la valeur du coefficient de transport alluvial (expériences 180 

et 182) sur la topographie TOPO-UBM soumise au taux de soulèvement U23-16 (Fig.3.13). 

Le coefficient de transport alluvial est deux fois plus grand pour l’expérience 180 (Kal = 2e -05 ) 

que pour l’expérience 182 (Kal =1e -05 ). À t=280 000 ans, les deux expériences présentent le 

même réseau côtier qui se développe sur la falaise en formation ainsi que le réseau amont qui 

dissèque la partie pentée. A t=1.4 Ma, le réseau côtier a régressé vers l’amont de manière plus 

169

3.8 Annexes 

étendue pour l’expérience présentant le plus fort coefficient alluvial. A t=7 Ma, les réseaux 

amont et côtier sont connectés pour les deux expériences. Les réseaux des deux expériences 

sont parallèles. La réduction de la valeur du coefficient de transport alluvial se manifeste 

par une incision moins prononcée, en particulier au niveau de la partie pentée simulant la 

flexure topographique du Nord Chili. On observe ce comportement sur le profil topographique 

minimum (Fig.3.13). On observe également que les ramifications sont inexistantes sur le 

plateau côtier mais qu’elles sont situées au niveau de la base de la partie pentée, dans le 

cas où le coefficient de transport alluvial est plus faible. La plus grande mobilisation des 

sédiments produits par l’érosion du relief se manifeste également par une zone bruitée sur la 

topographie (exp180) interprétée comme une zone de dépôts de sédiments. Le coefficient de 

transport alluvial est un paramètre qui contrôle principalement la morphologie du réseau de 

drainage. 

170



3.8.2.2 Effet du coefficient d’érosion du socle 

Nous testons ici l’influence de la valeur du coefficient d’érosion du socle sur la topographie 

TOPO-UBM soumise au taux de soulèvement U23-16 et à un taux de précipitations precip- 

110-0 (expériences 184, 180, 183, 209 et 205) (Fig.3.14). Les valeurs du coefficient d’érosion 

du socle testées sont Kbr =1e -04 , 1e -05 , 1e -06 , 8e -07 et 1e -07 . Les expériences indiquent que 

plus le coefficient d’érosion du socle diminue, moins l’érosion et la formation des canyons sont 

facilitées. Pour des valeurs de Kbr très grandes (1e -04 ), la topographie est très érodée et l’on 

observe que les bords des canyons sont effondrés particulièrement dans la partie côtière. Entre 

Kbr = 1e -06 et Kbr = 8e -07 , l’érosion régressive est freinée. Au delà de Kbr = 8e -07 , il n’y a plus 

d’incision. Cette valeur est une limite minimale pour l’érosion du socle. Les figures Fig.3.15 et 

Fig.3.16 présentent les mêmes analyses effectuées pour des taux de précipitations croissants 

precip-140-0 et precip-160-0. Les interprétations sont identiques. L’effet de l’augmentation 

des précipitations est surtout observé au niveau de l’amplitude d’incision de la flexure et du 

plateau amont, pour une valeur de Kbr donnée. Le coefficient d’incision du socle Kbr est le 

paramètre qui contrôle la vitesse de l’érosion régressive dans les conditions testées. 

171

3.8 Annexes 

Fig. 3.13 – Influence du coefficient de transport alluvial pour un taux de précipitations correspondant 

au profil precip-110-0 (TOPO-UBM ; U23-16) (cf. Fig.3.4). (Haut) Grilles de modélisation représentant 

les résultats de la modélisation en fonction du temps (de 280 000 ans à 7 Ma) pour deux valeurs de 

coefficient alluvial (Kal = 2e -05 et Kal=1e -05 ). (Bas) Profils topographiques maximum, moyen et 

minimum de l’ensemble de la grille pour t=7 Ma et profil théorique sans incision, c’est à dire si la 

topographie avait évolué uniquement en fonction du soulèvement. On peut ainsi apprécier le processus 

de diffusion des pentes sur la partie haute de l’escarpement et sur la partie basse de la partie pentée. 

L’augmentation de la valeur du paramètre de transport alluvial favorise principalement le dépôt sur 

le plateau côtier. 

172



3.8.2.3 Effet du coefficient de diffusion des sédiments 

L’influence de la valeur du coefficient de diffusion des sédiments est testée pour un taux 

de précipitations precip-110-0 sur la topographie TOPO-UBM soumise au taux de soulève- 

ment U23-16 (Fig.3.17). Une diminution par deux de la valeur du coefficient de diffusion des 

sédiments influence le degré de développement du réseau hydrographique ainsi que l’ampli- 

tude d’incision. Les confluences des différents chenaux sont plus nombreuses dans le cas où 

le coefficient de diffusion des sédiments est plus faible. Le profil topographique maximum de 

l’expérience 180 dont la valeur du coefficient de diffusion κsed = 10e -02 présente une topogra- 

phie bruitée en base de la partie pentée que nous interprétons comme une zone de dépôt de 

sédiments. La réduction de ce coefficient par 2 limite la mobilisation des sédiments et lisse la 

topographie dans l’expérience 218 où κsed = 5e -02 . L’incision est favorisée par la réduction du 

coefficient de diffusion des sédiments comme le montrent les profils topographiques minima 

correspondants au profil de rivière synthétique de chacune des grilles 180 et 218. La connexion 

des réseaux amonts et côtiers est facilitée par la réduction de la valeur du coefficient κsed. Le 

coefficient de diffusion des sédiments est un paramètre qui influence le degré de développe- 

ment d’un réseau hydrographique par le nombre de confluences et de tributaires formés. La 

Fig.3.18 présente l’influence de la valeur du taux de précipitations pour une valeur de κsed 

= 10e -02 (expériences 180 et 213). Le taux de précipitations appliqué à l’expérience 180 est 

precip-110-0 et precip-140-0 pour l’expérience 213. L’augmentation du taux de précipitations 

se traduit par une croissance de la mobilisation des sédiments dont le dépôt est beaucoup plus 

prononcé dans l’expérience 213 que dans l’expérience 180. Le profil topographique maximal 

est beaucoup plus bruité au niveau de la base de la partie pentée. Les réseaux amonts ne sont 

plus connectés aux réseaux côtiers malgré une augmentation des précipitations. Le coefficient 

de diffusion des sédiments κsed qui intervient dans la loi de transport alluvial contraint très 

fortement la mobilisation des produits d’érosion et dépend des précipitations. 

173

3.8 Annexes 

Fig. 3.14 – Influence du paramètre d’érosion dans la loi d’érosion du socle pour un taux précipitations 

correspondant au profil precip-110-0 (TOPO-UBM ; U23-16) (cf. Fig.3.4). Les deux valeurs extrêmes 

(Kbr = 1e -04 et Kbr = 1e -07 ) testées ici encadrent la gamme de valeur du coefficient d’érosion du socle 

possible pour le développement d’un réseau hydrographique dans les conditions naturelles observées. 

174




correspondant au profil precip-140-0 (TOPO-UBM ; U23-16) (cf. Fig.3.4). L’augmentation des taux 

de précipitations rend la connexion des réseaux amonts avec l’Océan impossible en raison d’une zone 

de dépôt proéminente sur le plateau côtier. Ces tests resserrent la gamme de valeur du coefficient 

d’érosion du socle entre Kbr = 1e -06 et Kbr = 8e -07 . 

175

3.8 Annexes 


correspondant au profil precip-160-0 (TOPO-UBM ; U23-16) (cf. Fig.3.4). Pour un taux de précipitations 

de 160 mm/an sur le plateau amont (décroissant à 0 sur le plateau côtier), le développement des 

réseaux sur l’ensemble de la topographie n’est permis que pour une valeur de Kbr = 1 e -06 . 

176



Fig. 3.17 – Influence du coefficient de diffusion des sédiments pour un taux de précipitations correspondant 

au profil precip-110-0 (TOPO-UBM ; U23-16) (cf. Fig.3.4). L’effet de variation du coefficient 

de diffusion des sédiments sur le développement des réseaux est minime. 

177

3.8 Annexes 

Fig. 3.18 – Influence du taux de précipitations sur la valeur du coefficient de diffusion des sédiments de 

κsed =10e -02 (TOPO-UBM ; U23-16) (cf. Fig.3.4). L’augmentation des taux de précipitations favorise 

une érosion et donc un dépôt de sédiments empêchant toute connexion entre les réseaux amonts et 

côtiers. 

3.8.2.4 Effet du coefficient de diffusion du socle 

Les modèles présentés en Fig.3.19 permettent de visualiser l’influence de la valeur du 

coefficient de diffusion du socle κbr pour des valeurs de κbr = 5e -02 et κbr = 1e -02 pour un 

taux de précipitations precip-110-0. La réduction de la valeur du coefficient de diffusion du 

socle par 5 favorise le développement du réseau hydrographique en augmentant le nombre de 

ramifications principalement dans la partie amont et l’amplitude d’incision. Les expériences 

180 (κbr = 5e -02 ) et 181 (κbr = 1e -02 ) présentent toutes deux des profils minimum concaves et 

des réseaux continus depuis l’amont jusqu’au niveau 0. Les confluences sont plus nombreuses 

et sont localisées plus en aval indiquant que le réseau progresse vers l’aval plus rapidement 

que pour une valeur de coefficient plus grand (κbr = 5e -02 ). Le coefficient de diffusion du 

socle contrôle principalement la morphologie en carte du réseau hydrographique, comme le 

coefficient de diffusion des sédiments. 

178 

Nous avons cherché à tester l’influence du coefficient de diffusion du socle soumis à divers



taux de précipitations afin de déterminer dans quelles conditions ce paramètre contrôle le 

développement du réseau hydrographique (Fig.3.20) (expériences 181, 229 et 233). Plus le 

taux de précipitations augmente plus les zones de dépôts s’accroissent et moins les réseaux 

amonts et côtiers sont connectés. A partir du taux de précipitations precip-160-0, il n’y a 

plus aucune connexion entre les réseaux amonts et côtiers. L’effet du coefficient de diffusion 

du socle est totalement contrôlé par les taux de précipitations. 

Fig. 3.19 – Influence du coefficient de diffusion du socle pour un taux de précipitations correspondant 

au profil precip-110-0 (TOPO-UBM ; U23-16) (cf. Fig.3.4). Ce paramètre a une incidence assez faible 

sur la connexion des réseaux avec l’Océan. L’incision est plus localisée pour κbr=1e -02 (exp181). 

179

3.8 Annexes 

Fig. 3.20 – Influence du taux de précipitations sur la valeur du coefficient de diffusion du socle 

pour une valeur de κbr=1e -02 (TOPO-UBM ; U23-16). L’érosion est favorisée par des précipitations 

croissantes jusqu’à empêcher toute connexion avec l’Océan (exp233). 

3.8.3 Synthèse 

Nous avons vu que le modèle APERO comporte une multitude de paramètres et nous 

avons testé l’influence de chacun de ces paramètres afin de déterminer la sensibilité de nos 

modélisations dans le cas d’une topographie en surrection constante. Le choix de la valeur 

du coefficient d’érosion du socle est essentiel au développement d’un réseau hydrographique, 

quel qu’il soit. La gamme de valeurs à tester se situe entre Kbr = 1e -05 et Kbr = 1e -07 . 

Nous pouvons donc contraindre a priori l’érodabilité moyenne de la marge occidentale sur 

laquelle se développent les incisions. Les paramètres internes concernant les lois d’incision, 

de transport ou de diffusion influencent la morphologie du réseau hydrographique ainsi que 

180



la topographie de la zone étudiée mais sont secondaires devant le taux de précipitations et le 

taux de soulèvement présentés au début de ce chapitre. Les nombreux tests effectués et leur 

analyse ont permis de contraindre les valeurs seuil des paramètres utilisés dans ce modèle, 

de déterminer l’influence de chacun des paramètres et de quantifier leurs effets. Cependant, 

les modélisations ne sont pas uniques, les tests ne sont pas exhaustifs et la plupart des 

paramètres ne sont pas contraints par des études de terrain sur le Bloc Marginal au Nord 

Chili. Les résultats présentés permettent de se rendre compte de la complexité des modèles 

et de l’importance de tester des situations simples. 

181

182

CONCLUSIONS GÉNÉRALES 

L’objectif de ce travail de thèse était de réévaluer les observations et arguments concer- 

nant une possible déformation du Bloc Marginal au Nord Chili (18˚S à 26˚S) afin de mieux 

caractériser le comportement de ce dernier en relation avec les processus de subduction. Le 

Bloc Marginal est limité à l’Est, au niveau du bord occidental de l’Altiplano, par le système 

de chevauchements ouest andin et à l’Ouest, au niveau de la fosse, par le chevauchement de la 

subduction. La déformation du bord occidental marqué par une large flexure topographique 

a été réévaluée dans cette étude. La considération de la déformation des unités mésozoïques 

fortement plissées formant la flexure topographique et masquées par une couverture ignim- 

britique d’âge Tertiaire a permis d’estimer le raccourcissement accommodé par le système 

de chevauchements ouest andin à plusieurs dizaines de kilomètres depuis les derniers 45 Ma. 

Celui-ci avait été estimé à seulement plusieurs kilomètres (

située à 1 000 m d’altitude et limitée à l’Ouest par la falaise de l’Escarpement Côtier. Cette 

marche est profondément entaillée par des canyons de 1 000 m de profondeur définis depuis 

le bord occidental de l’Altiplano (4 000 m d’altitude) jusqu’à l’Océan Pacifique. L’incision 

de la topographie par ces grands canyons est inférieure à 10 Ma. L’Escarpement Côtier a 

été considéré comme un objet morphologique majeur du Nord Chili dont l’origine ne pouvait 

être que tectonique (Brüggen [1950] ; Rutland [1971] ; Paskoff [1979] ; Armĳo and Thiele 

[1990]). La formation de l’Escarpement Côtier ainsi que celle des incisions ont été étudiées 

conjointement afin d’en déterminer une origine commune. La caractérisation morphologique 

de premier ordre de la topographie du Bloc Marginal a permis de définir la surface du bassin de 

la Pampa Del Tamarugal comme un marqueur de la topographie permettant de caractériser 

la déformation indiquée par les incisions. La caractérisation du système de drainage par 

l’utilisation des profils de rivière longitudinaux et projetés a permis de mettre en évidence un 

changement de niveau de base d’une amplitude de 1 000 m entre le marqueur de la Pampa 

Del Tamarugal et le niveau marin. Ce changement de niveau de base a affecté l’ensemble du 

Bloc Marginal. D’après l’amplitude du changement de niveau de base, les dimensions pluri 

kilométriques de l’Escarpement Côtier, la marche côtière définie sur plus de 700 km de long 

du Nord au Sud et d’1 km de haut en moyenne et les failles normales de direction Nord/Sud 

observées le long de la côte, nous avons émis l’hypothèse que les incisions de l’ensemble du 

Bloc Marginal ainsi que l’Escarpement Côtier résultent d’une surrection récente (

Conclusions générales 

l’exoréisme des rivières et traduit donc l’instabilité du système hydro morphologique du Bloc 

Marginal au Nord Chili. Les modélisations présentées montrent que l’hypothèse de formation 

des incisions et de l’Escarpement Côtier est compatible avec une surrection du Bloc Marginal 

sur 7 millions d’années. 

Ces résultats réévaluent la déformation du bord occidental des Andes et en particulier 

la déformation du Bloc Marginal manifestée par une surrection d’une amplitude de 1 000 m 

de ce dernier depuis moins de 10 Ma (Fig.I). Le mécanisme à l’origine de la surrection du 

Bloc Marginal depuis moins de 10 Ma fait probablement intervenir des processus d’érosion 

tectonique et de sous placage de matériel crustal par duplexing sous la côte (von Huene 

et al. [1999] ; Adam and Reutter [2000]) (Fig.I). Le matériel érodé au front de la marge serait 

accrété en base de plaque par formation d’un duplex au-dessus d’une rampe, c’est à dire au 

niveau d’un changement de pendage de l’interface de subduction, comme dans la plupart des 

chaînes de montagnes. L’épaississement permis par le duplex entraînerait la surrection du 

Bloc Marginal (Fig.I). Le changement de pendage de l’interface de subduction favoriserait 

la formation d’un contexte extensif en surface, où se localiseraient des systèmes de failles 

normales de direction Nord/Sud, à l’origine de l’Escarpement Côtier (Armĳo and Thiele 

[1990]). Ce système de failles à l’origine de l’Escarpement accommoderait donc la surrection 

du Bloc Marginal mais ne constituerait qu’une structure secondaire résultant des processus 

de subduction de cette marge (Fig.I). 

L’étude du Bloc Marginal et la mise en évidence de sa surrection récente montrent qu’il 

n’est donc pas un avant pays inactif et passif vis à vis de la déformation de la chaîne comme 

le considéraient [Mortimer and Saric, 1972] et [Farías et al., 2008]. La déformation sur la 

bordure ouest de la chaîne n’est pas abandonnée, elle est encore active (Fig.II). La propa- 

gation de la déformation s’effectue non seulement vers l’Est depuis les 30 derniers millions 

d’années mais également vers l’Ouest depuis les 10 derniers millions d’années (Fig.II). La 

participation du Bloc Marginal à l’édification de la chaîne par un mécanisme analogue à 

la subduction intra continentale définie pour le système Himalaya/Tibet traduit son incor- 

poration à la chaîne. Sa récente surrection, probablement par un mécanisme de sous pla- 

cage de matériel crustal, traduit un mécanisme de subduction intra continental à l’échelle 

185

186 

Fig. I – Coupe géologique à grande échelle du Bloc Marginal présentant les principaux résultats de cette étude. L’incision du Bloc Marginal 

ainsi que la formation de l’Escarpement côtier résultent d’une surrection d’origine tectonique de l’ensemble du Bloc Marginal depuis moins de 10 

Ma. Une érosion de la marge au front favoriserait l’arrachement d’écailles crustales. Ces écailles seraient sous plaquées sous le Bloc Marginal audessus 

d’une rampe crustale, induisant un coude à l’interface de subduction situé vers 30 km de profondeur. Le sous placage serait le mécanisme 

privilégié à l’épaississement et à la surrection du Bloc Marginal.

Conclusions générales 

du Bloc Marginal. Elle indique également que le front de la chaîne des Andes s’est propagé 

vers l’Ouest et qu’il se situe au niveau de la fosse (Fig.II). Ces résultats impliquent que le 

moteur de la déformation des Andes est situé à l’Ouest. Le couplage entre la subduction 

et le Bloc Marginal est à l’origine de contraintes suffisamment fortes pour avoir permis sa 

subduction sous la chaîne et également la subduction d’écailles crustales sous le Bloc lui- 

même. L’étude du Bloc Marginal du Nord Chili permet de mieux contraindre les mécanismes 

de la formation et de la croissance d’une chaîne de montagnes bivergente en contexte de 

subduction. 

187

Fig. II – Principales zones de déformation des Andes. La déformation initiale a affecté le bord 

occidental des Andes à l’Eocène. La déformation s’est ensuite propagée vers l’Est et a favorisé le 

raccourcissement de la Cordillère Orientale et des Zones Subandines depuis le Miocène. La déformation 

sur le bord occidental des Andes n’est pas abandonnée puisque le Bloc Marginal a été soumis à une 

surrection récente (< 10 Ma) d’une amplitude de 1 000 m. 

188

ANNEXE A 

DONNÉES DE PRÉCIPITATIONS TRMM 

La mission TRMM (Tropical Rainfall Measuring Mission) a été à l’origine proposée pour 

déterminer la distribution et la variabilité des précipitations ainsi que les échanges de cha- 

leur latente dans l’atmosphère. Ces informations devaient servir à améliorer les modèles cli- 

matologiques court terme, les modèles de circulation globale et la compréhension du cycle 

hydrologique en particulier au niveau des Tropiques (Simpson et al. [1988]). Le satellite de la 

TMPA (Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) Multi Satellite Precipitation Analy- 

sis) a été lancé le 27 Novembre 1997. Il s’agit d’une collaboration entre la NASA et l’agence 

d’exploration aerospatiale japonaise JAXA. 

Le satellite transporte trois principaux instruments de mesure qui sont : un imageur 

micro-onde, un radar de précipitations et des radiomètres qui sondent dans le visible et 

l’infrarouge. Le satellite a été lancé sur une orbite de basse altitude (350 km à 400 km) afin 

de fournir la résolution horizontale nécessaire pour les observations de l’imageur micro-onde ; 

son inclinaison par rapport à l’équateur est faible (30-35˚) ce qui permet la détection et la 

documentation des variations diurnes des précipitations. 

L’imageur micro onde est un récepteur passif des micro-ondes émises par la Terre et 

l’atmosphère. Il mesure l’énergie des micro-onde émises et grâce à la loi de Planck permet 

de déterminer une température et donc d’estimer des taux de précipitations. Il fournit des 

informations quantitatives sur les précipitations : il peut quantifier la vapeur d’eau et l’in- 

189

tensité des précipitations dans l’atmosphère. Les faibles quantités d’énergie dans le domaine 

micro-onde sont en effet reliées à l’émission des molécules d’eau et donc au contenu en va- 

peur d’eau, de précipitation et des nuages. Les données recueillies par le TMI sont converties 

en estimations de précipitations par l’intermédiaire d’un algorithme de Goddard (Goddard 

Profiling Algorithm) (Huffman et al. [2008]). 

Le radar de précipitations fournit des informations très utiles sur l’intensité et la distri- 

bution de la pluie, du type de pluie, etc. Il donne également une estimation de la chaleur 

latente émise dans l’atmosphère par détection de l’écho réémis par les gouttes de pluie. Il 

permet d’établir des cartes 3D de la distribution de la pluie dans les différents niveaux de 

l’atmosphère. La résolution horizontale est de 5 km x 5 km. 

Les radiomètres du domaine visible et infrarouge sont des indicateurs très indirects de la 

pluie. Ils peuvent imager les radiations venant de la Terre dans 5 régions spectrales (du visible 

à l’infrarouge : de 0.63 µm à 12µm). Ils servent surtout de transfert aux autres instruments. 

Ils sont également basés sur la température de la région scannée. 

Les données utilisées dans cette thèse sont les données TRMM 2B31. Elles correspondent 

à des données annuelles d’estimations des taux de précipitations exprimés en mm/an. Ce jeu 

de données fournit une structure verticale de la répartition spatiale des précipitations (taux et 

paramètres de distribution des gouttes de pluie) établie sur les informations acquises par les 

instruments du satellite. La période concernée par le produit TRMM 2B31 s’étend de 1998 à 

2006. La résolution horizontale a été remaillée en une grille de 5*5 km 2 soit 0,04˚de côté. Le 

produit 2B31 permet de travailler avec des valeurs absolues de taux de précipitations grâce à 

leur calibration par des stations au sol comprenant des pluviomètres (Bookhagen [in review]). 

Une série d’algorithmes sert ensuite à traiter les données afin d’obtenir des estimations de 

taux de précipitations, des informations sur le type de nuages, sur la hauteur de la colonne 

nuageuse... etc. 

190

ANNEXE B 

CARTES DE TAUX DE PRÉCIPITATIONS ET HIVER BOLIVIEN 

B.1 Taux de précipitations dans les Andes 

La carte de précipitations présentée Fig.B.1 indique la répartition des taux de précipi- 

tations moyens annuels à l’échelle de l’Amérique du Sud d’après les données TRMM 2B31 

(Strecker et al. [2007]). 

Il existe une asymétrie de la répartition des précipitations due aux deux anticyclones 

subtropicaux de l’Atlantique et du Pacifique entre le Nord et le Sud du pays. La région 

côtière du Sud Chili ainsi que la partie amazonienne du Sud de la Bolivie présentent des 

taux de précipitations supérieurs à 4 000 mm/an. Ces deux zones très alimentées en eau 

contrastent avec les deux zones que l’on peut qualifier d’arides qui sont la partie occidentale 

de l’Argentine et la partie côtière du Sud Pérou associée à la région nord du Chili. La zone 

aride chilienne comprend le désert d’Atacama où les taux de précipitations annuels sont 

inférieurs à 20 mm/an. 

Ces conditions arides au Nord Chili sont expliquées par deux processus. Un phénomène 

de barrière orographique exercé par la chaîne des Andes bloquerait les masses d’air humide 

circulant depuis l’Amazonie. Les conditions climatiques océaniques globales, fortement in- 

fluencées par le courant de Humboldt, exerceraient également un fort contrôle sur l’hyperari- 

dité. [Garreaud et al., 2010] ont montré qu’un réchauffement des eaux du Pacifique favorise 

191

l’augmentation des précipitations dans les Andes Centrales et qu’une cordillère moins haute 

ne favorise aucun changement sur l’aridité de la région occidentale des Andes. 

Fig. B.1 – Répartition bimodale des précipitations à l’échelle de l’Amérique du Sud (d’après [Strecker 

et al., 2007]). 

La carte de répartition des précipitations présentée en Fig.B.2 indique les taux de pré- 

cipitations de la région centrale des Andes Centrales. On observe que l’Altiplano est plus 

alimenté en eau que la côte au Nord Chili. On observe que la côte péruvienne est plus ali- 

mentée en eau que la côte chilienne. On observe que les lignes d’équi-précipitation de 20 et 

50 mm/an suivent le bord de l’Altiplano depuis le Pérou jusqu’au Sud de la région étudiée 

(25˚S), alors que la ligne d’équi précipitations de 100 mm/an recoupe la topographie au 

Nord Chili vers 19˚S et qu’elle traverse toute la chaîne jusqu’à 25˚S. La distance entre les 

deux lignes d’equi-précipitations est constante et parallèle au trait de côte et au front de 

l’Altiplano jusqu’à 19˚30’S. Cette observation change en allant vers le Sud. La ligne d’ équi- 

précipitation de 100 mm/an recoupe la topographie au Nord chili vers 19˚S et s’éloigne de 

192

Cartes de taux de précipitations et Hiver bolivien 

la côte. Les rivières du Nord Chili situées entre 20 et 22˚S prennent leur source dans des 

zones où les valeurs de précipitations sont comprises entre 20 et 50 mm/an. Elles sont donc 

moins alimentées que les rivières du Sud Pérou. 

Fig. B.2 – Taux de précipitations annuels entre 1998 et 2006 (données TRMM 2B31) (Bookhagen 

[in review] pour les Andes Centrales). 

B.2 Hiver bolivien 

Il existe dans les Andes Centrales une période de l’année marquée par des précipitations 

sur l’Altiplano beaucoup plus importantes que pendant le reste de l’année. Cette période est 

nommée Hiver Bolivien ou Eté Austral. Elle a lieu pendant les mois de Décembre, Janvier 

193

et Février. Les cartes présentées en Fig.B.3 et Fig.B.4 montrent la répartition des précipi- 

tations sur la période Décembre, Janvier et Février (DJA) et Juin, Juillet et Août (JJA). 

Les cartes présentent la répartition des précipitations normalisée sur une période d’un mois 

pour (1) l’ensemble des précipitations sur la période 1998/2006, (2) les précipitations concer- 

nant les mois de Décembre/Janvier/Février sur la période 1998/2006 et (3) les précipitations 

concernant les mois de Juin/Juillet/Août sur la période 1998/2006. 

Le jeu de données ne couvrant qu’une petite dizaine d’années, ce phénomène n’est pas 

contraint sur une échelle de temps assez longue pour pouvoir l’extrapoler correctement sur 

plusieurs millions d’années. On observe malgré tout une variation entre les mois de DJF 

et JJA qui supporte l’hypothèse que le paramètre majeur contrôlant le développement des 

réseaux est les précipitations et en particulier l’effet de l’Hiver Bolivien. 

194

Cartes de taux de précipitations et Hiver bolivien 

Fig. B.3 – (Gauche) Carte topographique des Andes Centrales. (Droite) Taux de précipitations mensuels moyennés sur la période 1998 à 2006 

(données TRMM 2B31) (Bookhagen [in review]). 

195

196 

Fig. B.4 – (Gauche) Taux de précipitations mensuels moyennés sur les mois de Décembre, Janvier et Février (Hiver Bolivien) sur la période 

1998 à 2006 pour les Andes Centrales. (Droite)Taux de précipitations mensuels moyennés sur les mois de Juin, Juillet et Août sur la période 

1998 à 2006 pour les Andes Centrales. Données TRMM 2B31 (Bookhagen [in review]).

ANNEXE C 

EXTRACTION ET TRAITEMENT DES PROFILS 

LONGITUDINAUX DE RIVIÈRE 

C.1 Méthode d’extraction des profils de rivières 

C.1.1 Données brutes 

Il existe deux méthodes pour extraire les profils longitudinaux de rivière : par des logiciels 

comme RiverTools et manuellement. Nous avons observé des problèmes inhérents au logiciel 

RiverTools tels que la simplification du tracé du profil de rivière par des droites recoupant 

parfois la topographie principalement au niveau des gorges des canyons, ainsi que la présence 

de « plateaux artificiels » dans le profil de rivière lorsque la pente n’est pas calculée correc- 

tement. La Fig.C.1 présente deux plateaux introduits par le logiciel RiverTools à l’intérieur 

de la partie aval du profil longitudinal de Tana/Tiliviche (cadres 1 et 2). Il n’existe aucun 

lac ou niveau de base intermédiaire au niveau de ces replats sur les cartes topographiques. 

Il est donc impossible de savoir si tous les changements de concavité observés dans le profil 

extrait par le logiciel RiverTools sont réels ou représentent des artefacts dus à la méthode 

d’extraction des profils par ce logiciel. 

197

Fig. C.1 – Plateaux artificiels introduits par le logiciel RiverTools lors de l’extraction des profils de 

rivière longitudinaux. 

Dans un souci de rigueur scientifique, tous les profils de rivière ont été tracés manuellement 

sous le logiciel Google Earth à partir des images satellites de haute résolution qui sont les 

images Landsat, Quickbird, ASTER et SPOT. L’intérêt de tracer le profil de rivière de cette 

manière est de localiser le chenal principal de la rivière avec une précision horizontale de 

l’ordre de quelques dizaines de mètres sur l’ensemble du profil et d’avoir la certitude de la 

localisation du tracé du profil de rivière. 

Cette première étape permet d’avoir les coordonnées en latitude et longitude de chaque 

point du profil avec une précision égale à celle du MNT disponible sous Google Earth. Une 

deuxième étape consiste à extraire les altitudes correspondant aux points des différents tracés 

de rivières. Celles-ci sont obtenues grâce à un programme d’extraction de valeurs d’altitudes 

écrit par [Delorme, 2010]. Dans la zone étudiée, nous avons travaillé avec des données topo- 

graphiques ASTER de résolution horizontale 30 m. 

198

Extraction et traitement des profils longitudinaux de rivière 

Fig. C.2 – Traitements appliqués aux profils bruts extraits manuellement (données ASTER : résolution 

horizontale 30 m ; données SRTM : résolution 90 m). (a) Comparaison des profils de rivière 

extraits à partir des données SRTM (vert) et ASTER (rouge). (b) Lissage manuel appliqué aux profils 

longitudinaux. (c) Lissage par moyenne glissante. (d) Lissage par traitement en ondelettes sur le 

résultat de la moyenne glissante. 

199

La Fig.C.2.a présente une comparaison pour un même profil longitudinal extrait à partir 

des données SRTM 3 et des données ASTER GDEM (Advanced Spaceborne Thermal Emis- 

sion and Reflection radiometer Global Digital Elevation Map). Les données altimétriques 

ASTER sont créées à partir de paires d’images stéréoscopiques ASTER. La résolution hori- 

zontale du SRTM 3 est de 90 m (3 arc secondes) et celle des données ASTER GDEM est de 

30 m (1 arc seconde). La précision verticale du SRTM 3 est inférieure à 16 m et celle des 

données ASTER GDEM est inférieure à 20 m dans 95% des cas. Le profil extrait à partir 

des données SRTM 3 est représenté par la ligne verte. Le profil extrait à partir des données 

ASTER est représenté par la ligne rouge. On observe que le profil longitudinal extrait à par- 

tir des données SRTM est plus bruité que celui extrait à partir des données ASTER. Cette 

observation peut être expliquée par plus faible résolution horizontale des données SRTM 3 

par rapport aux données ASTER. Par ailleurs, si la largeur du chenal est plus petite que la 

valeur du pixel du MNT, alors une altitude plus importante va être attribuée pour le pixel 

donné. D’autre part, le SRTM 3 présente plus d’artéfacts liés à l’acquisition des images que 

le MNT ASTER dans la région étudiée. 

C.1.2 Données traitées 

L’un des buts de cette étude étant de caractériser une déformation éventuelle de la marge 

à l’aide des profils de rivières, la détermination des changements de concavité (ou knickpoint) 

est essentielle à ce travail. Les données brutes étant bruitées, nous souhaitons obtenir le 

signal le plus propre possible (le premier ordre), en respectant les données brutes. Plusieurs 

traitements sont communément envisagés (Snyder et al. [2000] ; Wobus et al. [2006]). Ils sont 

résumés sur la Fig.C.2.b, Fig.C.2.c, Fig.C.2.d. 

Le premier traitement est le tracé manuel (Fig.C.2.b). La courbe est lissée de tout bruit 

ou artefact. L’inconvénient de cette méthode est qu’elle est subjective et non reproductible. 

Nous souhaitons trouver un traitement qui permet d’obtenir un résultat similaire et qui 

soit reproductible par n’importe quel opérateur, connaissant les paramètres utilisés pour le 

traitement. 

200 

Le deuxième traitement est l’utilisation de la moyenne glissante (Fig.C.2.c). Les «pics»


observés sur le profil bruts sont «lissés». Ce traitement est plus utile pour les données extraites 

à partir du SRTM 3 que pour celles extraites à partir des images ASTER, car elles sont 

plus bruitées. Deux paramètres sont nécessaires pour caractériser le lissage avec la fenêtre 

glissante : la largeur de la fenêtre (1 000 m) et le glissement entre deux fenêtres successives (250 

m). Une largeur de fenêtre trop grande supprimera les knickpoints d’échelle décamétrique. 

Une valeur trop petite n’apportera aucune information supplémentaire par rapport au profil 

brut. Plusieurs valeurs de largeur de fenêtre et de glissement ont été testées. Le profil retenu 

est un profil lissé avec une moyenne glissante dont la largeur de la fenêtre est de 1 000 m. 

Le recouvrement entre deux fenêtres successives est de 950 m. Le profil longitudinal obtenu 

avec la moyenne glissante présente un comportement localement incompatible avec un profil 

de rivière réel : l’altitude du profil augmente localement d’amont en aval. 

Le troisième traitement est l’utilisation d’un filtre en ondelettes sur la moyenne glissante 

(Fig.C.2.d). La transformée en ondelettes est une technique qui permet de supprimer des 

composantes dans le signal sans le moyenner. Les seuils sont choisis par l’opérateur en fonction 

du « bruit » à éliminer. Cette technique est linéaire et reproductible. Elle a été testée sur 

les données brutes mais ne reproduit pas un signal croissant. Nous avons décidé d’appliquer 

cette technique sur le profil obtenu par moyenne glissante. Les paramètres de traitement en 

ondelettes sont donnés en Fig.C.3. 

Une comparaison entre le profil lissé manuellement et le profil traité par les ondelettes 

est présentée en Fig.C.4 Les deux profils sont similaires. Le traitement en ondelettes préserve 

les changements de concavité de l’ordre de la centaine de mètres et lisse les artefacts. Ce 

traitement est appliqué à l’ensemble des profils de rivière du réseau hydrographique au Nord 

Chili déjà extraits. 

201

Fig. C.3 – Tableau des paramètres de traitement des profils de rivière par les ondelettes. 

Fig. C.4 – Comparaison entre le lissage manuel et celui obtenu par ondelettes sur la moyenne 

glissante. 

202


C.2 Représentation des profils longitudinaux et profils proje- 

tés 

Le profil longitudinal correspond au profil en long déroulé du tracé effectué sous Google 

Earth. Il permet de déterminer la longueur exacte du chenal principal de la rivière et de 

localiser les changements de concavité le long du profil, une fois traité. 

Les réseaux se développant principalement sur une direction Est/Ouest, le profil lon- 

gitudinal est projeté sur une ligne de direction Est/Ouest, dans notre cas. Chaque profil 

topographique présenté dans cette étude correspond à l’enveloppe supérieure d’un stack de 7 

profils de direction Est/Ouest consécutifs afin d’obtenir un profil topographique représentatif 

d’une zone donnée. La distance entre la côte et les points du profil projeté est calculée. Les 

profils sont présentés en fonction de leur distance à la côte, considéré à la latitude de l’exu- 

toire de la rivière étudiée. 

Les profils projetés ne sont pas traités car la projection de segments de trajets de chenaux 

orthogonaux (ou presque) par rapport à la direction de projection peut faire apparaître des 

knickpoints factices lors des traitements. Un exemple est donné en Fig.C.5. Le tracé du chenal 

est présenté sur les images Google Earth. Le profil brut est indiqué en jaune, le profil traité par 

moyenne glissante est indiqué en vert et le profil traité par ondelette sur la moyenne glissante 

est indiqué en rouge. Sur l’agrandissement du segment du tracé du chenal orthogonal à la 

direction de projection, on observe l’apparition d’un changement de concavité qui n’a aucune 

signification naturelle et qui modifie la forme du profil brut projeté. Nous n’utilisons donc 

que les profils bruts projetés, sans traitement, pour les représentations graphiques. 

203

Fig. C.5 – "Faux" knickpoint dû à la projection des profils longitudinaux. Le profil brut projeté 

présente un S dû au trajet Nord/Sud de la rivière sur la topographie. Les traitements appliqués à ce 

profil brut induisent la présence d’un changement de concavité qui ne résulte pas d’un réel knickpoint 

dans le profil longitudinal de rivière. 

204

ANNEXE D 

DATATIONS 40 AR/ 39 AR 

Les datations ont été effectuées au Laboratoire de Géosciences Montpellier, sous la direc- 

tion de P. Monié et N. Arnaud. 

Tab. D.1 – Table des âges estimés par datation 40 Ar/ 39 Ar à partir des échantillons Vi4 et Vi5 prélevés 

sur le terrain 

205

Tab. D.2 – Table des âges estimés par datation 40 Ar/ 39 Ar à partir des échantillons Mo3, Mo4, Hi2 

et Hi3 prélevés sur le terrain 

206

ANNEXE E 

STACKS NORD/SUD BASSE RÉSOLUTION 

Fig. E.1 – Version grand format du stack Basse Résolution de la marge andine entre Arica (18˚30’S) 

et Santiago (33˚S) (données STRM30+). 

207

208

ANNEXE F 

STACKS NORD/SUD HAUTE RÉSOLUTION DE LA MARGE 

ANDINE AU NORD CHILI 

Fig. F.1 – Version grand format du stack Haute Résolution de la marge andine au Nord Chili entre 

Arica (18˚30’S) et Taltal (26˚S) (données SRTM3). 

209

210

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221

Montpellier, le 27 Janvier 2012 

Rapport sur le mémoire de thèse d’Aurélie Coudurier Curveur, IPGP. Le mémoire 

s’intitule “Evolution morpho-tectonique de la marge de subduction andine au Nord 

Chili “. 

Le sujet traité par Aurélie Coudurier concerne la Chaîne des Andes, l’une des plus 

étendues de la planête, dont les mécanismes de formation sont depuis longtemps et 

encore à l’heure actuelle très discutés. L’existence ou non d’un bloc marginal rigide au 

Nord Chili pose de nombreux problèmes d’interprétation géomorphologique, structurale et 

géodynamique. Les questions abordées dans son travail de recherche sont non seulement 

d’importance régionale (quelle est l’histoire géologique et géodynamique de ce bloc?), 

mais aussi très générales et fondamentales (par quel processus le système de subduction 

andin génère t-il une chaîne de montagnes aussi développée?). 

La combinaison d’approches cartographiques, géologiques, géomorphologiques, 

structurales confrontée à une modélisation basée sur l’utilisation d’un modèle d’évolution 

de paysages est porteuse. Les résultats et hypothèses présentés dans ce mémoire 

donnent des éléments de réponse nouveaux et robustes aux questions posées. 

Le mémoire de 221 pages est organisé en une introduction, 3 grands chapitres, et une 

conclusion. La forme, donnée au mémoire est classique et n’inclut pas de publications, ce 

qui le rend très agréable à lire et évite les redites. La présentation du mémoire est 

excellente, le texte est clair et rédigé dans un français impeccable, la qualité des figures 

est exceptionnelle et le travail de cartographie morpho-structurale est remarquable. 

L’introduction générale brêve mais efficace présente de façon fine et concise le cadre 

général de l’étude, les principales questions abordées dans le mémoire, ainsi que la 

démarche utilisée pour tenter d’y répondre. C’est suffisant, mais j’aurais aimé un état de 

l’art un peu plus approfondi et peut-être plus actualisé en ce qui concerne le processus de 

subduction, ou les mécanismes associés (accrétion basale, érosion tectonique, etc), qui 

sont directement en rapport avec les problèmes abordés. A propos de la subduction par 

exemple, quelques références plus actuelles que les travaux mettant en avant les idées 

anciennes et passablement remises en question (Uyeda et Kanamori par exemple) 

utilisées dans l’introduction générale seraient souhaitables. Fort heureusement, dans la 

suite du manuscrit, chaque nouveau chapitre débute par une introduction spécifique plus 

approfondie qui cadre bien l’objet étudié, résume la problématique et l’approche 

développée. 

Le premier chapitre fournit au lecteur une synthèse géologique et géodynamique du bloc 

marginal de la marge de subduction au Nord Chili où se situent les domaines étudiés en 

détail. La structure crustale du bloc et son couplage mécanique avec la subduction sont 

bien présentés. La géologie et les structures tectoniques des différentes régions étudiées 

au sein du bloc sont décrites en grand détail en s’appuyant sur des cartes géologiques 

originales de très bonne facture qui intègrent les structures morphologiques aux 

interprétations tectoniques. C’est du beau travail de géologie qui intègre agréablement les 

observations et interprétations issues de l’imagerie aérienne ou satellitaire. Des photos de 

terrain bien référencées et localisées accompagnent les descriptions morpho-structurales.

Les principaux marqueurs d’une déformation récente du Bloc Marginal sont ensuite décrits 

et leur origine érosive, tectonique ou climatique ainsi que leurs ages sont discutés puis mis 

en relation avec le processus de subduction. La démarche est claire, les observations de 

qualité. 

Pour tester l’hypothèse d’un soulèvement d’origine tectonique, une étude 

géomorphologique fine est menée sur deux objets morphologiques majeurs très bien 

préservés, la falaise de l’Escarpement Côtier et les profonds canyons développés sur 

toute la bordure occidentale des Andes. 

Ce travail original fait l’objet du deuxième grand chapitre du mémoire. Après avoir mis en 

évidence l’importance du climat aride sur l’évolution morphologique pour les 15 derniers 

milions d’années, l’analyse morphologique fine 3D est effectuée par la méthode 

d’empilement de profils topographiques à partir de données SRTM 30+. Une analyse 

originale du système de drainage permet ensuite de déterminer les conditions d’incision 

en relation directe avec les forçages tectoniques et climatiques. Les grandes conclusions 

de ce chapitre basées sur l’analyse géomorphologique quantitative de ces marqueurs 

renforcent les hypothèses proposées à la suite de l’analyse géologique. Ainsi, le 

changement de 1000 mètres du niveau de base des rivières, est attribué à la surrection de 

la marche côtière, l’age maximum déterminé pour le soulèvement étant entre 4 et 6 Ma. 

L’analyse des données est bien menée et les interprétations prudentes sont 

convaincantes. 

Le chapitre 3 présente les résultats d’une étude paramétrique qui s’appuie sur l’utilisation 

d’un modèle d’évolution de paysages (APERO) destinée à tester l’hypothèse de la 

surrection récente du bloc côtier. Les résultats obtenus avec différents scénari prenant en 

compte des situations simples à permis d’étudier l’influence de chacun des paramètres de 

premier ordre et quantifier leurs effets. Ils confirment que l’hypothèse d’une surrection 

tectonique est compatible avec les observations et interprétations issues de l’analyse 

morphologique. 

Le chapitre de conclusion générale synthétise et résume agréablement les résultats 

majeurs obtenus durant la thèse et présentés dans les différents chapitres du mémoire. 

Toutefois, un paragraphe de prospective ouvrant la voie vers les études complémentaires 

qui permettraient d’aller plus loin dans le travail entrepris sur ce vaste domaine manque un 

peu dans ces conclusions. Les excellents résultats obtenus par Aurélie soulèvent de 

nombreux points d’intérêt général sur la construction de ce segment de la chaîne Andine 

qui mériteront d’être développés après la thèse. Par exemple, le raccourcissement 

Mésozoique très important dans l’histoire tectonique de cette partie des Andes est traité 

un peu rapidement dans le mémoire et les coupes qui permettent d’estimer une partie 

seulement du raccourcissement pourraient être améliorées et utilisées pour proposer une 

interprétation plus vaste qui prenne en compte l’ensemble de l’évolution de la chaîne sous 

ces latitudes. Il semble également intéressant de prendre en compte l’impact 

probablement important de l’héritage structural imposé par la structure des bassins 

mésozoiques de la marge sur la structure compressive et pourquoi pas la formation de 

l’Altiplano. De même, les moteurs et processus invoqués pour expliquer l’évolution 

tectonique du bloc côtier en relation avec la subduction (érosion tectonique, accrétion 

basale) pourraient être plus largement discutés. J’espère que toutes ces grandes 

questions qui dépassent largement le cadre (déjà très comlet) de la thèse pourront être 

développées dans une suite donnée à ce travail. 

Pour résumer, ce travail de thèse est très complet et apporte des résultats scientifiques de 

tout premier ordre. Les méthodes d’étude morphologique et structurale bien maitrisées,

sont combinées à une modélisation novatrice de façon très originale, efficace et 

convaincante. Le texte est très bien rédigé, la présentation du manuscrit est claire, suit un 

plan très cohérent et les illustrations sont d’excellente qualité. La démarche scientifique 

est limpide, les observations et leur interprétation remarquables, c’est du très bon travail 

de recherche. Comme le laisse penser la forme donnée aux trois grands chapitres du 

mémoire, je ne doute pas que ce travail donnera lieu à plusieurs articles de fond dont 

l’impact sera bien sur régional, mais aussi très fondamental pour la compréhension des 

chaînes Andines. 

Le travail de thèse d’Aurélie Coudurier Curveur mérite donc amplement d’être présenté en 

vue d’obtenir un Doctorat de l’IPGParis. 

Jacques Malavieille

Rapport sur le manuscrit de thèse intitulé 

Pr Stéphane BONNET 

Université de Toulouse 

Observatoire Midi-Pyrénées 

Geosciences Environnement Toulouse 

UMR 5563 (CNRS/UPS/IRD/CNES) 

14, Avenue Edouard Belin 

31400 Toulouse – France 

Stephane.bonnet@get.obs-mip.fr 

(+33) 5 61 33 25 89 

« Evolution morpho-tectonique de la marge de subduction andine au Nord Chili» 

présenté par 

Aurélie Coudurier Curveur, 

pour l’obtention du titre de Docteur de l’Université Paris Diderot, Sorbonne Paris Cité & Institut de 

Physique du Globe de Paris 

Le manuscrit présenté par Aurélie Coudurier Curveur vise à valider un nouveau modèle 

d'évolution tectonique de la marge de subduction andine proposé par Armijo et al (2010). L'originalité 

de ce modèle a été de définir un nouveau bloc lithosphérique impliqué dans la subduction andine au 

Chili, appelé Bloc Marginal. Dans sa thèse, Aurélie Coudurier Curveur vise à identifier le Bloc 

Marginal dans le Nord Chili et à caractériser son évolution morpho-tectonique. Son étude cherche à 

montrer comment l'identification de cette nouvelle entité au Nord du Chili permet de réconcilier de 

nombreuses observations morphologiques et tectoniques, en ayant recours également pour cela a une 

modélisation numérique des processus d'érosion et de transfert de matière en utilisant le modèle 

APERO de Carretier et Lucazeau (2005). D'une manière générale, le manuscrit est extrêmement bien 

écrit et illustré. Et la démonstration est convaincante. On peut seulement regretter parfois que l'analyse 

ne soit pas un peu plus critique dans la confrontation des données et observations avec le modèle de 

Bloc Marginal. Il s'agit bien souvent en quelque sorte d'une étude “à charge”. L'étude n'a pas donnée 

lieu à la publication d'article et ne comprend pas non plus de projet de publication. Apres une partie 

introductive, le manuscrit est construit autour de trois chapitres, suivis d'une conclusion générale 

Dans le premier chapitre, Aurélie Coudurier Curveur présente les grandes caractéristiques 

morpho-tectoniques et l'évolution récente (< 10 Ma) des grandes unîtes qui composent le bloc 

marginal dans le Nord du Chili, à partir d'une analyse bibliographique et de ses propres observations

de terrain. Ce travail aboutit en particulier à l'établissement d'une nouvelle coupe géologique d'échelle 

crustale pour cette région (Fig 1-47). Comme dans l'étude de Armijo et al (2010), un point majeur est 

la réévaluation de l'importance du système de chevauchement qui limite, à l'Est, le Bloc marginal du 

reste de la chaine andine. Jusqu’à présent, il était considéré que ce système avait accommodé un 

raccourcissement de l’ordre 3 km pour la période post-Oligocène. Dans l'interprétation donnée ici, il 

s’agit d’un chevauchement d'échelle crustale à lithosphérique, synthétique de la subduction, soit une 

structure majeure à l’échelle de la chaine puisqu’elle aurait accommodé un raccourcissement post- 

Crétacé de l’ordre de 60 km. Malheureusement, il y a un véritable fossé entre l’importance de cette 

réévaluation et la maigreur de l’argumentation : peu de données permettent de justifier le 

raccourcissement annoncé. Certes, comme le note l’auteure, les conditions d’affleurement sont moins 

favorables qu’à la latitude de Santiago ou le modèle de Bloc Marginal a été défini, en raison d’une 

importante couverture volcanique et sédimentaire. Mais étant donné l’importance de cette structure 

dans la nouvelle interprétation donnée, un effort supplémentaire aurait été nécessaire pour justifier son 

importance ou tout du moins ce problème aurait mérité d’être discuté plus en détail. Aurélie Coudurier 

Curveur discute également dans ce chapitre de l’origine et de l’âge de l’impressionnante falaise qui 

forme la côte du Nord Chili et des incisions fluviatiles qui entaillent le Bloc Marginal. 

Dans le deuxième chapitre, Aurélie Coudurier Curveur discute des liens entre les variations de 

morphologie du Bloc marginal et son soulèvement tectonique récent (

pluviométrie des bassins versants suit elle une tendance latitudinale identique et le seuil de 

précipitation identifié à 19°30’S existe-t-il quand on considère de telles données ? 

L’objectif du travail présenté dans le chapitre trois est de tester l’hypothèse émise 

précédemment selon laquelle la morphologie du Bloc Marginal résulte d’un soulèvement d’ensemble, 

modulé par l’effet du gradient de pluviométrie décrit précédemment. Pour cela une série 

demodélisation numérique des processus de surface utilisant le code APERO a été réalisée. Sans entrer 

dans le détail ici, les protocoles expérimentaux utilisés sont pertinents. Les simulations permettent de 

vérifier que le taux de précipitation est effectivement un des paramètres qui contrôle le développement 

de réseaux hydrographiques et donc possiblement le caractère endo ou exoréiques des bassins versants 

de la zone d’étude. Dans la mesure où l’objectif de cette partie était de valider l’hypothèse émise, on 

peut dire que l’objectif est atteint. Dans le détail, cette partie pose parfois quelques petits problèmes. 

Outre les instabilités numériques qui sont vraiment importantes sur certaines simulations et dont 

l’impact n’est pas discuté (par exemple exp184, exp213, exp232), il se pose le problème des profondes 

incisions qui se forment en amont des topographies simulées et qui sont jugées irréalistes par rapport à 

la nature et ne sont ainsi pas prises en compte dans la discussion. L’explication selon laquelle il s’agit 

uniquement d’un problème d’infiltration des eaux de précipitation aurait méritée une discussion plus 

approfondie. La différence entre les modèles et la nature ne peut elle pas venir de la paramétrisation 

des modèles (e.g. variations spatiales de Kbr) ou des conditions aux limites ? Par ailleurs, si la presque 

totalité des eaux de précipitations s’infiltrent effectivement dans le bedrock ici, situation intéressante 

également, cela impliquerait que toute l’évolution morphologique du Bloc Marginal en aval soit 

guidée par les effets de nappe. Dans ce cas quelle validité donner aux résultats de simulations 

numériques qui négligent les écoulements souterrains ? En d’autres termes, le code utilisé était il alors 

véritablement adapté à l’objet d’étude ? 

En conclusion, le travail présenté par Aurélie Coudurier Curveur apporte une nouvelle vision 

de l’évolution morpho-tectonique de la marge de subduction au Nord Chili, nourrie par une importante 

synthèse des observations et données géologiques, qui s’accordent dans l’ensemble très bien avec le 

nouveau modèle proposé. Les idées développées sont extrêmement séduisantes et tout est très bien 

réfléchi et pensé. Il apparait par contre que certains points cruciaux nécessiteront d’être plus 

particulièrement investigués à l’avenir pour véritablement assoir la démonstration. Ce travail ouvre 

donc des perspectives très intéressantes et prometteuses et je recommande donc la soutenance de cette 

thèse de l’Institut de Physique du Globe de Paris. 

Fait à Toulouse, le 31 janvier 2012 

Pr Stéphane BONNET 

Université Paul Sabatier, Toulouse III

COUDURIER CURVEUR Aurélie 

Section 6 : « Sciences hydrologiques » 

Résumé 

La chaine des Andes constitue le plus grand relief structural sur Terre avec une fosse située à 7 

km de profondeur et des sommets atteignant 6 km d’altitude. Ce relief de 1000 km de large et de 

4 km de hauteur en moyenne s’étend sur la bordure occidentale de l’Amérique du Sud. Il s’agit 

d’un relief assez jeune formé depuis moins de 50 Ma en contexte de subduction caractérisant la 

subduction de type chilien. Or, ce relief diffère fortement de ceux des subductions dites 

«classiques» généralement limités à un arc volcanique tel que celui de l’arc volcanique de 

Sumatra présentant une largeur et une altitude réduites par rapport au relief andin. Par contre, le 

relief des Andes présente de plus grandes similitudes avec le relief du système Himalaya/Tibet 

avec un grand plateau perché à plus de 4 000 m d’altitude limité par deux fronts orogéniques. 

Or, ce dernier relief résulte de la collision des plaques continentales Inde et Eurasie ayant 

favorisé un fort épaississement crustal ce qui n’est pas le cas des Andes. Les mécanismes 

expliquant l’acquisition du relief andin ne sont pas encore totalement compris en particulier à 

l’Ouest de la chaine. Une étude récente menée à la latitude de Santiago (33°S) a révélé 

l’importance d’une structure de type chevauchante à vergence ouest dans l’acquisition de la 

topographie initiale de la chaine. La déformation aurait été initiée au niveau de ce système de 

chevauchements puis aurait été transférée vers l’Est sur un système de chevauchements à 

vergence Est. De forts taux de raccourcissement (300 km en 30 Ma) expliquent le relief et 

l’épaississement crustal de la partie orientale de la chaine. La partie occidentale, ou marge de 

subduction, est par conséquent considérée comme quasi inactive depuis 30 Ma. Or, entre 

18°30’S et 26°S, la côte du Nord Chili est marquée par trois objets morphologiques de premier 

ordre susceptibles de témoigner d’une déformation de la marge de subduction andine depuis le 

Miocène supérieur (

Une analyse détaillée de la morphologie et de la géologie de ces objets associée à une analyse 

du système de drainage nous a permis de caractériser l'évolution morpho-tectonique du Bloc 

Marginal depuis les 10 derniers millions d'années. Nous avons produit une série de profils 

topographiques de direction Nord/Sud dans le but de « scanner » la morphologie depuis le 

plancher océanique de Nazca jusqu’au plateau de l’Altiplano. Cette représentation originale de 

type hypsométrique montre que l’Escarpement Côtier est défini par le signal plat de la surface 

de la Pampa Del Tamarugal. Ces deux objets forment une véritable marche topographique dans 

la morphologie qui correspond à un niveau de base relatif. Le système de drainage est composé 

de rivières exoréiques au Nord (18°S) dont la connexion avec l’Océan est de moins en moins 

effective vers le Sud, attribuant un caractère endoréique aux rivières situées à proximité du 

Désert d’Atacama (22°S). Nous avons mis en évidence un changement de niveau de base de 

l’ensemble des rivières, d'une amplitude de 1 000 m, par l'étude des profils longitudinaux. La 

marche topographique et le changement de niveau de base des rivières sont attribués à un 

soulèvement tectonique récent (< 10 Ma) de l'ensemble du Bloc Marginal. L'utilisation d'un 

modèle numérique d'évolution de paysage (APERO) permet de tester et confirmer cette 

hypothèse. Par ailleurs, nous avons également pu déduire du changement de comportement 

des rivières au Nord Chili l’existence probable d’un gradient de précipitations depuis les 10 

derniers millions d’années dans cette région. Les résultats des modélisations attestent d'une 

déformation de la marge de subduction andine récente d'origine tectonique, dont l'Escarpement 

Côtier, le bassin de la Pampa Del Tamarugal et les incisions sont les marqueurs. Ces résultats 

impliquent, à grande échelle, que la chaîne des Andes grandit encore actuellement en 

s'élargissant du côté de la subduction.

E-MAIL acoudurierc@gmail.com 

HOMEPAGE www.ipgp.fr/~coudurier 

OFFICE Institut de Physique du Globe de Paris 

1, rue Jussieu 

75238 Paris Cedex 05, FRANCE 

PHONE 0033 1 83 95 76 12 

Research interests 

Education 

Academic positions 

Aurélie COUDURIER CURVEUR 

Born January, 5 1984 - French citizenship 

Combining field observations, geological mapping, structural and morphological analyses with landscape modeling, my research 

is aimed at better understanding the tectonic and climatic relationships on landscape development. I’m particularly interested in 

deciphering tectonic changes expressed for example by landscape rejuvenation. I have been involved in the andean mountain 

building paradygm research field working on the morpho-tectonic evolution of the andean subduction margin in North Chile. 

2007-2012 

2005-2007 

Ph.D. Thesis in Geology - Summa cum laude 

Master’s Degree in Earth and Planetary Sciences - Magna cum 

laude 

2002-2005 Bachelor’s Degree in Earth Sciences with speciality in Volcanology 

- cum laude 

Institut de Physique du Globe de 

Paris, Paris, France 



Université Blaise Pascal, 

Clermont-Ferrand, France 

2011-2012 Teaching and Research assistant - Department of Geosciences Université de Cergy-Pontoise, 

and Environment 

Cergy-Pontoise, France 

2010-2011 Teaching and Research assistant - Department of the Tectonics 

and Mechanics of the Lithosphere 

2006-2012 Research student - Department of the Tectonics and Mechanics of 

the Lithosphere 

2005-2006 Research student - Department of Geomaterials and Environment 

and Department of Actual and Primitive Geobiosphere 

Research projects 

Institut de Physique du Globe 

de Paris, Paris, France 





Morphology and Tectonics of the Andes (Master’s, IPGP 2007, Advisors: Rolando Armijo, Robin Lacassin & Geoffrey King). I made 

a morphological analysis in order to characterize first-order topographic signals of the Andean subduction margin and I combined it 

with boundary element modeling (Marzipan) to explain subduction interface geometry and north chile coastal topography 

relationships. 

Morpho-tectonic evolution of the andean subduction margin, North Chile (PhD, IPGP 2007-2012, Advisors: Rolando Armijo, 

Robin Lacassin). I have shown that the coastal area in North Chile has been recently (< 10 My) uplifted and deeply incised implying 

that the Andes are growing towards the subduction zone. I used a detailed analysis of the morphology of the North Chile margin 

combined with drainage analysis to highlight a 1 000 m-high surface uplift of the whole coastal margin. I tested and confirmed this 

hypothesis with a landscape evolution model (APERO). I also had the chance to organize 4 fieldworks in North Chile.

Publications 

Subduction margin uplift drives North Chile landscape evolution. Aurélie Coudurier Curveur et al. In preparation for 

submission to Geology 

Westward growth of the Andes by mega-wedge underthrusting. Rolando Armijo, Robin Lacassin and Aurélie Coudurier 

Curveur. In preparation for submission to Nature 

Conferences (selected) 

Permanent deformation at the subduction margin as inferred from coastal morphology, northern Chile, Coudurier 

Curveur A. et al., in XII Congreso Geologico Chileno, Santiago, November 2009. Poster. 

Morphology of the giant Coastal Scarp at the subduction margin, northern Chile, Coudurier Curveur A. et al., in EGU 

Topical Conference Series, 4th Alexander von Humboldt International Conference, The Andes: Challenge for Geosciences, 

Santiago, November 2008. Talk. 

Teaching and Outreach experience 

2011-2012 

2010-2011 

2007-2008 

2006-2007 

Skills 

Computer 

experience 

Professional 

Teaching assistant in Tectonics, Geology, Climate and Informatics 

Geosciences - Bachelor and Master students (96h) 

Teaching assistant in Tectonics and Geology - Bachelor and Master 

students (72h) 

GIS: ENVI, Mapublisher, Mapinfo, Natural Scene Designer 

Université de Cergy-Pontoise, 

Cergy-Pontoise, France 



Main organizer of the IPGP Doctorant’s congress Institut de Physique du Globe 


Organization of a geological student project (searching of grant 

aid and characterization of scientific goals) concerning the Geology 

and the Geodynamics of Western North America. Public exhibition of 

our work (photographies and posters) in Paris 7 University. 

Design: Illustrator, Photoshop 

Modeling: MARZIPAN, APERO 

Programmation: Matlab, Latex 


de Paris & Université Paris 

Diderot, Paris, France 

Aerial photographic and satellite image interpretation, geological mapping, image processing (DEM and 

Landsat images) 

Languages French: mother tongue 

English: fluent 

Spanish: fluent 

Turkish, Italian and Brazilian/Portuguese: beginner 

Personal interests 

Traveling, language learning, cultural exchanges, photography, manual activities, latine dances, volleyball, jog, piano

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