Caractérisation du manteau supérieur patagonien

 Magmatisme et Tectonique en Patagonie du Néogène à l’actuel

 En Patagonie, de nombreux plateaux de laves d’âge Cénozoïque (Figure II-9), de composition à la fois tholeiitique et alcaline, affleure en position arrière-arc (Stern et al., 1990 ; Gorring et al., 1997 ; D’Orazio et al., 2000). Leur origine est présumé liée à l’ouverture de fenêtre asthénosphérique entre les plaques océaniques qui subductent (Ramos et Kay, 1992 ; Gorring et al., 1997) ou à la présence de perturbations thermiques et / ou mécaniques induites par le plongement du slab, de la partie inférieure du manteau lithosphérique ou du manteau asthénosphérique (Stern et al., 1990 ; De Ignacio et al., 2001). Les périodes majeures de ce volcanisme arrière-arc coïncident avec les périodes où le volcanisme d’arc est faible ou inexistant (Ramos et Kay, 1992). Pour expliquer l’origine du grand nombre de plateaux basaltiques d’âges Cénozoïque d’arrière-arc, Baker et Rea (1978) proposent qu’ils se soient mis en place en contexte extensif. Le principal problème avec cette hypothèse est l’absence d’évidence significative d’extension au Néogène (Ramos et Kay, 1992). 42 Chapitre II: Histoire géologique et géodynamique de la Patagonie (Argentine et Chili). Figure II-9: Carte de Patagonie avec la localisation des Plateaux (« mesetas ») basaltiques du Cénozoïque (d’après Stern et al., 1986). Les flèches rouges correspondent au mouvement absolu des plaques alors que les vertes indiquent le mouvement relatif des plaques (Corvalán, 1981 ; Ramos et Kay, 1992). Les cercles au cœur rouge, représentent les différentes localités d’où proviennent les enclaves mantelliques de cette étude. Le chiffre qui les accompagnent correspond au début du nom donné aux échantillons (par ex : PM18, provient de Pali Aike au sud). Le trait plein blanc représente la limite est de l’arc volcanique andin Cénozoïque (Stern et al., 1990). Figure II-10: Schéma montrant l’ouverture de la fenêtre asthénosphérique sous la plaque Amérique du Sud depuis l’époque où a débutée la collision de la ride du Chili (14Ma). En gris sont représentés les projections des zones sans slab ; en noir, se sont les épanchements de laves de plateaux liés à l’ouverture de la fenêtre asthénosphérique. Les traits épais noirs représentent la ride, les pointillés les failles transformantes océaniques. D’après D’Orazio et al. (2000). Les deux autres hypothèses invoquées à ce jour pour expliquer l’origine de ces plateaux sont : (i) la présence d’une plume mantellique ou d’un point chaud, mais là non plus aucune évidence topographique ne semble soutenir cette hypothèse (Ramos et Kay, 1992) ; et (ii) l’ouverture de fenêtres asthénosphériques (Charrier et al., 1979 ; Ramos et Kay, 1992 ; Kay et al., 1993 ; Lagabrielle et al., 2000) ou de déchirures (Guivel et al., 2006) au niveau de la plaque océanique plongeante. Lors de la subduction de segments de ride active, les plaques de part et d’autre de l’ouverture continuent leur divergence, mais l’activité magmatique s’interrompt au niveau de la ride (Gorring et al., 1997). De nombreux auteurs (Ramos et Kay, 1992 ; Kay et al., 1993 ; Gorring et al., 1997, 2003 ; (Argentine et Chili D’Orazio et al., 2000, 2001) proposent que la production des magmas basaltiques se fait par fusion partielle du manteau asthénosphérique sous le slab à travers la fenêtre asthénosphérique, comme le suggèrent leurs dispositions spatiales et leurs chimies (Figure II-10). La Patagonie est une vaste étendue, qui s’étend, sur plus de 2000 km de long, du Nord au Sud (40°S à 52°S). Le contexte tectonique évolue et diffère du Nord vers le Sud, à l’actuel comme par le passé. Dans le cadre de ce travail, j’ai partagé la Patagonie en trois zones : Nord (40°-46°S) ; Centrale (46°S-49°S) et Sud (49°S-52°S). Ce partage a été réalisé sur la base d’arguments tectoniques, magmatiques et chronologiques. En effet, les âges des massifs basaltiques diffèrent entre le Nord et le Sud (Figure II-9, 11, 12). Au nord, ce sont des plateaux basaltiques anciens (Eocène-Miocène) alors qu’au sud, ils sont plus récents (Pliocène). De plus, au Nord de 46°S, le manteau qui a été échantillonné voilà plus de 20 Ma, n’a pas pu subir les effets liés à la subduction de la ride sismique du Chili, ce qui n’exclu pas qu’il est pu connaître des modifications lors de la subduction de la ride Aluk-Farallon. Au Sud de 46°S, depuis 16 Ma, le coin de manteau est affecté par la subduction originale de la ride active du Chili. Le manteau au Sud de 46°S, échantillonné voilà moins de 10 Ma (Gorring et al., 1997), a donc eu une histoire plus complexe et plus longue que le manteau au Nord. Dans cette étude, la zone centrale (46°S-49°S) est séparée de la zone sud (49°S52°S), pour plusieurs raisons. Tout d’abord, à l’époque de l’échantillonnage des enclaves par les laves porteuses, cette zone se situait à l’aplomb du plongement de la ride sismique du Chili. De plus, elle coïncide avec le gap volcanique dans l’arc magmatique. L’ultime argument est l’existence à l’Est, du Massif Deseado. En effet, le Massif Deseado est une formation dont la nature, l’origine et les limites vers l’Ouest, sont encore peu connues. Or certains des plateaux basaltiques, contenant certaines des enclaves mantelliques présentées dans cette étude, sont à l’aplomb (Meseta région Nord-Est) ou proches des « limites » (Meseta Central) de ce massif (Figure II-11). 45 Chapitre II: Histoire géologique et géodynamique de la Patagonie (Argentine et Chili). Figure II-11 : Carte de localisation des différents massifs volcaniques, arrière-arc, de Patagonie. Les massifs, dans lesquels nos enclaves mantelliques ont été échantillonnées, sont encadrés (a, b, c, d). Les différentes couleurs utilisées (rouge, vert, et orange) correspondent à des périodes volcaniques d’âges différents. En 46 Chapitre II: Histoire géologique et géodynamique de la Patagonie (Argentine et Chili). rouge sont représentés les affleurements volcaniques d’âges Paléocène – Eocène (60-42 Ma) ; en vert, les affleurements d’âge Eocène – Oligocène (36-24 Ma) et en orange, ceux d’âges Miocène – Pliocène (8-1,6Ma). Le Cerro Pampa est le seul affleurement d’adakites décrit à ce jour, en Patagonie en contexte arrière-arc (Kay et al., 1993). D’après Kay et al. (2006), Guido et al. (2004), Ramos (2002), Ardolino et al. (2000), Gorring et al. (1997) et Stern et al. (1990). Les enclaves mantelliques de la zone nord (40°- 46°S) représentent un manteau remonté il y a 20 Ma. Dans la partie centrale (46°-49°S), le manteau échantillonné entre 10 et 2 Ma a une histoire probablement intensément liée aux interférences directes de la ride du Chili et de son manteau sous-jacent océanique, ainsi qu’à la subduction rapide (9,5 cm/an) de la plaque Nazca (Figure II-9). Au sud, le manteau a été échantillonné plus récemment (0 à 2 Ma). Son histoire est probablement étroitement liée à celle de la subduction lente (2 cm/an) et sub-horizontale (Figure II-8 ; Heintz et al., 2005) de la plaque Antarctique, et sûrement, à celle de l’évolution de la plaque Scotia. 47 Chapitre II: Histoire géologique et géodynamique de la Patagonie (Argentine et Chili). Figure II-12 : Carte des affleurements volcaniques, des quatre plateaux d’arrière-arc, considérés dans cette étude. Les âges de plusieurs affleurements sont reportés pour chacune de ces régions. La Meseta de Canquel, dans laquelle a été échantillonné le manteau de Cerro de los Chenques (PM12) est très mal connu, de ce fait, 48 Chapitre II: Histoire géologique et géodynamique de la Patagonie (Argentine et Chili). sa carte n’est pas représentée ( ???) ici. Au nord, (a) la Meseta de Somoncura est formé de basaltes d’âges compris entre 29,2 et 16,6 Ma (Orgeira et Remesal, 1993 ; Kay et al., 1993 ; Kay et al., 2007 ). Au centre, (b) la région Nord-Est (RNE) est composé de basaltes d’âges compris entre 11,3 et 2 Ma (Gorring et al., 1997 ; Gorring et Kay, 2001), et la Meseta Central (c) est constitué de matériel volcanique d’âges compris entre 9,7 et 3,4 Ma (Gorring et al., 1997 ; Gorring et Kay, 2001 ; Gorring et al., 2002). Au Sud, (d) la province volcanique de Pali Aike correspond à la région volcanique d’arrière-arc la plus récente de Patagonie (3,8 à 0,2 Ma ; Skewes et Stern, 1979 ; Linares et Gonzalez, 1990 ; D’Orazio et al., 2000, 2001 ; Mazzarini et D’Orazio, 2003 ; D’Orazio et al., 2004). Au vu du grand nombre d’évènements volcaniques qui se sont produits en Patagonie durant le Cénozoïque, et du grand nombre de centres éruptifs (~ 90 ; Ardolino et al., 2000) et de plateaux basaltiques, je ne décrirai, ici, seulement ceux au niveau desquels ont été échantillonnés les enclaves de cette étude.

Patagonie du Nord (40°-46°S) 

La zone Nord se compose de plusieurs plateaux basaltiques d’arrière-arc: Coli Toro, Cari Laufquen, Somoncura et Canquel. Les enclaves mantelliques de cette étude, ont été échantillonnées au niveau du plateau de Somoncura et de Canquel, dans les sites de Cerro Aznare, de Praguaniyeu, de Cerro Rio Chubut et de Cerro de los Chenques (cf. coordonnées en annexe A).

 La province ignée de Somoncura 

 La province de Somoncura (40.5°-43°S) est le plus vaste épanchement volcanique mafique d’arrière-arc de Patagonie (55 000 km2 ). Elle est formée d’une succession de coulées de laves mafiques et de petits volumes de roches volcaniques riches en silices, d’âges Eocène à Miocène, associé à de grands volcans boucliers. Les centres éruptifs les plus importants sont associés aux roches volcaniques riches en silice dans la Alta Sierra de Somoncura et dans les Sierras de Telsen, Chacays, Apas et Talapaga (FigureII-12,13 ; Corbella, 1984 ; Remesal, 1988). Les coulées peuvent s’étendre sur plus de 120 km au Nord et à l’Est. 49 Chapitre II: Histoire géologique et géodynamique de la Patagonie (Argentine et Chili). Figure II-13 : Carte géologique de la zone Nord (40°-46°S). D’après la carte géologique (échelle : 1/5 000 000) of south America. La ceinture de San Bernardo a été défini et décrite par Sylwan (2001). L’étude la plus récente du plateau de Somoncura a été réalisée par Kay et al. (2006). 50 Chapitre II: Histoire géologique et géodynamique de la Patagonie (Argentine et Chili). Les roches volcaniques de la province de Somoncura peuvent être divisés de manière générale en trois groupes : (i) Pré-plateau (32-29 Ma, Rapela et al., 1988 ; Muñoz et al., 2000), (ii) Plateau ( 28-25Ma ; Rapela et al., 1988 ; Muñoz et al., 2000) et (iii) PostPlateau (Rapela et al., 1988 ; Muñoz et al., 2000). A l’Oligocène supérieur, les coulées Pré-plateau, de volumes limités, sont typiquement des basaltes alcalins et des hawaiites. Les coulées de Plateau, âgées de 27 Ma, sont principalement des basaltes à hypertshènes normatifs et des andésites basaltiques, ayant des spectres de terres rares plats, des abondances faibles en LILE, des rapports Ba/La, Sr/La et U/Ta intermédiaires à semblable à ceux des arcs, et des rapports La/Ta similaire à ceux des basaltes intra plaques. Les épanchements Post-plateau, d’âges compris entre 23 Ma et 17 Ma, sont en général des basaltes alcalins et des hawaiites (48-51 % SiO2), enrichis en terres rares légères par rapport aux terres rares lourdes, avec de fortes teneurs en LILE, des rapports Ba/La élevés, des rapports Sr/La et U/Ta typiques de basaltes intra plaques (Kay et al., 2007). L’épisode tectonique majeur contemporain à la mise en place du plateau de Somoncura, est la rupture de la plaque Farrallon qui a modifié la direction de convergence, d’oblique à quasi orthogonale, le long de la marge Andine (Cande et Leslie, 1986 ; Somoza, 1998). Contrairement, aux grands écoulements basaltiques continentaux (trapps, CFB) connus pour être liés à l’activité de points chauds (ex. Paraña, Hawaii …) ou bien, aux champs volcaniques continentaux associés à des rifts (ex. Massif Central Français, la province de l’Eifel, en Allemagne …), l’origine de ce plateau est encore flou et reste au centre de nombreux débats. Kay et al. (1992 ; 1993 ; 2007) suggèrent que cette province fut associée à une anomalie thermique du manteau lors de la réorganisation des plaques ; de Ignacio et al. (2001) expliquèrent que cette anomalie thermique était due à une remontée asthénosphérique superficielle causée par une géométrie particulière de la plaque plongeante; et Muñoz et al. (2000) argumentèrent dans le sens d’une affiliation avec une fenêtre asthénosphérique présente dans la plaque océanique subductante Alluk Farallon. Par une étude géochimique des basaltes de Somoncura, Kay et al. (2007) démontrent que les magmas Pré et Post plateau sont similaires aux basaltes intra plaques. Cette signature de type plume, est attribuée encore une fois à une anomalie thermique locale du manteau, à l’époque de la réorganisation des plaques. De plus, l’hydratation du manteau au cours de la subduction Paléogène dans la région de Somoncura aurait favorisé une fusion partielle plus importante du manteau sous jacent.