UNIVERSITÉ PARIS-SORBONNE

ÉCOLE DOCTORALE VII

UMR 8185 CNRS ENeC - Espaces, Nature et Culture

T H È S E

pour obtenir le grade de

DOCTEUR DE L’UNIVERSITÉ PARIS-SORBONNE

Discipline : Géographie

Spécialité : Géomorphologie – relief, dynamique de la surface, risques naturels

Présentée et soutenue par :

Anthony HOUBART

le vendredi 21 novembre 2014 de 9h à 13h en salle D323 de la Maison de la Recherche,

Université Paris-Sorbonne

Evolution géomorphologique quaternaire de la

haute vallée de l’Elqui Répartition spatio-temporelle des formes, modelés sédimentaires et

interprétation paléoenvironnementale

cordillère de l’Elqui (Chili semi-aride, Norte-Chico)

Thèse dirigée par Jean-Pierre Peulvast et encadrée par Christian Giusti, préparée au sein de

l'école doctorale de géographie de Paris, ED7.

Thèse soutenue à Paris le 21-11-2014 devant le jury composé de :

M. Marc CALVET, Université de Perpignan Via Domitia (Président, Rapporteur)

M. Yanni GUNNELL, Université Lumière Lyon 2 (Rapporteur)

M. Vincent REGARD, Université Paul Sabatier Toulouse 3 (Examinateur)

M. Jean-Pierre PEULVAST, Université Paris-Sorbonne (Directeur scientifique)

M. Christian GIUSTI, Université Paris-Sorbonne (Directeur administratif)

REMERCIEMENTS

C’est au moment de mettre un point final à cette thèse, qu’il me semble nécessaire de

rappeler aux lecteurs, le parcours suivi ainsi que les personnes rencontrées durant mon cursus

universitaire.

Passionné depuis toujours par la géographie physique, c’est à l’Université d’Artois à

Arras, en première année de Licence, que j’ai rencontré Monsieur Marc Gallochet qui, à travers

ses enseignements sur la biogéographie, m’a conforté dans mon envie de poursuivre dans cette

direction. Ce fut chose faite en venant à l’Université de Paris 4-Sorbonne, où dès l’année de

Licence je fus comblé par les enseignements et les connaissances de Madame Micheline Hotyat.

Denis Mercier pour lequel j’avais énormément d’admiration pour ses travaux sur le Spitzberg

me suivit d’ailleurs pour mon mémoire de Master 1 sur l’impact du réchauffement climatique en

Mer de Beaufort et Monique Fort qui, à partir du Master 2, n’a fait que stimuler ma soif

d’apprendre avec ses enseignements sur les Siwaliks et sur la vallée de la Kali Gandaki.

L’apothéose arriva avec les enseignements de Monsieur Jean-Pierre Peulvast auquel je voue

une profonde admiration et un profond respect. Les enseignements en comité restreint sur la

naissance et la disparition des orogènes de notre planète resteront à tout jamais parmi mes

meilleurs souvenirs d’étudiant. On se plaint parfois du manque d’illustrations lors de cours un

peu trop abstraits mais Jean–Pierre PEULVAST a toujours le cliché permettant d’illustrer ses

propos et ce, que ce soit à travers le hublot d’un avion, la vitre d’un autocar ou encore lors de

déplacements personnels. Je lui dois sans aucun doute ma passion pour la géomorphologie et je

le remercie vivement pour ses conseils d’homme de terrain et son œil aguerri qui m’ont permis de

répondre à certaines de mes interrogations. Malgré les nombreux imprévus qui ont parfois

retardé nos rendez-vous, ceux-ci ont toujours été riches d’enseignements. Un grand merci à Mr

GIUSTI qui a accepté de prendre le relais de Mr PEULVAST quant au suivi de ce travail et

à son engagement à lever les obstacles administratifs rencontrés.

Vient à présent le temps de remercier les personnes qui ont contribué directement ou

indirectement à la réalisation de ce travail par leurs connaissances. Je voudrais tout d’abord

remercier François Bétard pour ses conseils, ses astuces et sa réactivité à diverses interrogations

que j’ai pu lui soumettre pour l’utilisation d’Arc Gis. Marie Chenet pour ses explications

précises sur l’utilisation du télémètre nécessaire à l’obtention de mesures sur le terrain ;

Francisco Hervé (Professeur de géologie à la Faculté des Sciences Physiques et Mathématiques

de l’Université du Chili) pour sa gentillesse à mon égard et ses lettres de recommandation aux

autorités Chiliennes destinées à me faciliter le passage quotidien de la frontière pour me rendre

sur le terrain ; en reconnaissance, je lui ferai parvenir une copie de ce travail. Mes

remerciements à Alexandre Adam (Economiste statisticien) pour son aide précieuse sur les

calculs statistiques liés à la significativité des coefficients de corrélation.

Je ne pourrai terminer ces pages sans remercier du fond du cœur mes proches qui m’ont

soutenu tout au long de ce travail.

Je pense en premier lieu aux amis Franco-Chiliens : André Ringard et Veronica Vicente

présents à Santiago du Chili sans lesquels je n’aurai probablement jamais visité ce pays durant

mes études. Je les remercie pour l’aide logistique apportée lors de nos déplacements, les milliers

de kilomètres effectués pour nous acheminer sur le lieu d’étude ainsi que pour tout le travail en

amont de chacune de nos visites : réservation de véhicule, du logement, achat de cartes

géologiques, de photos aériennes et évidemment pour leur rôle de traducteur.

C’est ensuite à mes beaux-parents qui m’ont permis dès l’obtention du Baccalauréat

d’entrer dans la vie active me permettant de pallier pour partie aux dépenses inhérentes à mes

études que j’aimerais adresser mes plus sincères remerciements. Conscients des passages parfois

tumultueux engendrés par une situation d’attente précaire, je vous en serai à tout jamais

reconnaissant.

Papa, Maman et Mamie, les mots ne suffiront certainement pas pour vous remercier

pour votre soutien durant ces années. Je pense tout particulièrement aux efforts financiers

réalisés pour financer les allers-retours entre le Pas-de-Calais et l’Université de Paris 4 et ce,

durant trois années. Mes déplacements en Amérique du Sud, ainsi que le coût du traitement des

échantillons n’auraient jamais pu être financés sans votre aide. Vous avez su durant mon

parcours universitaire être présents aux bons moments et l’aboutissement de ce travail de

Doctorat est pour moi la meilleure façon de vous remercier.

MERCI et encore MERCI

Le mot final de cette partie sentimentale ira tout naturellement à ma femme Amélie qui,

lors de notre rencontre à l’Université, ne pensait peut-être pas que le chemin serait aussi long et

parfois plus compliqué que prévu. Conscient d’avoir retardé bon nombre de nos projets, j’espère

que ce travail final sera le point de départ d’une nouvelle vie. La relecture de nombreux

passages de la thèse parfois fastidieux de par leur caractère technique et spécialisé a comblé le

peu de temps libre que tu avais, je t’en suis donc reconnaissant.

Les mots me manquant, je te dis : « Je t’aime » et je te dédie cette thèse.

1

RESUME

Par sa situation de charnière entre climat aride du nord et méditerranéen au sud, le

Chili semi-aride communément appelé Norte-Chico constitue une zone tampon ayant

enregistrée les fluctuations climatiques quaternaires. L’orientation des principales unités

structurales de la vallée de l’Elqui offre certaines caractéristiques que l’on ne retrouve nulle

part au Chili. Ces facteurs, couplés au climat semi-aride actuel favorable à la conservation des

modelés et des formes présents dans la cordillère de l’Elqui, en font une zone d’étude

géomorphologique riche, susceptible d’offrir de nombreuses réponses aux hypothèses émises

sur le calendrier climatique quaternaire de la région. La fraîcheur des modelés et des formes

présents dans la haute cordillère de l’Elqui, couplée à la présence de matière organique

datable, va nous permettre de tenter d’expliquer le calendrier de mise en place des éléments

du relief. Les indices géomorphologiques relevés sur le terrain nous permettent de mettre en

évidence un enchaînement de processus faisant intervenir la notion de relais et de zones

tampons dans le transit sédimentaire. Les crises morphogéniques à l’origine des formations de

versant et de fond de vallée actuellement visibles résultent d’une réponse plus ou moins

directe de l’orogène Andin aux épisodes climatiques ; par conséquent, les résultats obtenus

sont confrontés aux résultats d’autres études et dans des sites proches ou non de notre lieu

d’étude afin d’apporter des exemples et des arguments aux hypothèses actuelles sur

l’évolution des conditions climatiques quaternaires du Norte-Chico et ce de façon

multiscalaire. La complexité de la mise en place des éléments du relief nécessite cependant en

premier lieu une explication des différentes phases orogéniques ainsi que des évolutions

morphoclimatiques ayant abouti à la mise en place progressive des conditions actuelles.

Ensuite, la méthodologie nécessaire au travail de terrain et à l’obtention de résultats cohérents

est définie et expliquée. Une dernière partie est consacrée à la synthèse de l’enchaînement de

mise en place des formations de fond de vallée ; les résultats de cette étude sont également

replacés dans un débat scientifique plus large permettant d’appréhender les potentialités

apportées par la géomorphologie dans l’étude des paléoenvironnements quaternaires dans le

Norte-Chico comme à l’échelle planétaire.

Mots clés : Norte-Chico, climat semi-aride, géomorphologie, formes, modelés,

Quaternaire, transit sédimentaire, crises morphogéniques, paléoenvironnements, Chili.

Résumé 2

Debido a su ubicación como puente entre el norte árido y el sur al sur con el clima

mediterráneo, semiáridas Chile comúnmente llamado Norte Chico ofrece una zona de

amortiguamiento que registra las fluctuaciones climáticas del Cuaternario. La orientación de

las principales unidades estructurales del Valle de Elqui ofrece algunas características que no

se encuentran en cualquier parte de Chile. Estos factores, junto con el actual clima semiárido

favorable a la conservación de las formas modeladas y presentes en la Cordillera de Elqui,

hacen un área de estudio geomorfológico ricos pueden ofrecer muchas respuestas a las

hipótesis planteadas en cuaternario climático calendario de la región. La frescura de la

elaboración de modelos y formas presentes en la alta cordillera de Elqui, junto con la

presencia de materia orgánica fechable, nos permitirá tratar de explicar el calendario de

aplicación de la forma de relieve. Evidencia geomorfológica que se encuentra en el campo nos

permite destacar una secuencia de procesos que involucran el concepto de formación de

puentes y zonas de amortiguamiento en el transporte de sedimentos. Morfogénica

originalmente formaciones pendiente y el valle inferior de las convulsiones actualmente

visibles como resultado una respuesta más o menos directa a la orogenia andina a los eventos

climáticos ; Por lo tanto, los resultados obtenidos se comparan con los resultados de otros

estudios y los sitios cercanos o no nuestro lugar de estudio para proporcionar ejemplos y

argumentos que las hipótesis actuales sobre la evolución de las condiciones climáticas del

Cuaternario Norte- Chico y modo multi-escala. La complejidad de la aplicación de los

elementos del relieve, sin embargo, requiere en primer lugar una explicación de las diferentes

fases, así como la evolución morfoclimáticas orogénicos que dieron lugar a la aplicación

gradual de las condiciones actuales. Entonces la metodología necesaria para el trabajo de

campo y consistentes resultados se define y se explica. En la última sección está dedicada a la

síntesis de la secuencia de la creación de formaciones en el fondo del valle; Los resultados de

este estudio también se colocan en un debate científico más amplio para aprehender el

potencial ofrecido por la geomorfología en el estudio de los paleoambientes del Cuaternario

en el Norte Chico como a nivel mundial.

Keys words: Norte-Chico, clima semiárido, geomorfología, formas, modelado,

tránsito sedimentario cuaternario, crisis morfogenéticas, paleoambiental, Chile.

3

SOMMAIRE

Remerciements _______________________________________________________ 6

Résumé _____________________________________________________________ 1

Introduction générale __________________________________________________ 6

Première partie ______________________________________________________ 14

Physiographie de la cordillère des Andes de l’Elqui _________________________ 14

Introduction de la première partie _________________________________________________ 14

Chapitre 1 ______________________________________________________________ 15

Morphostructure et paléogéographie _______________________________________ 15

1.1 Présentation du cadre général des Andes _____________________________________ 16

1.2 Le cadre morphostructural et physiographique de la haute cordillère de l’Elqui _______ 23

1.3 Description des affleurements rocheux de la haute cordillère de l’Elqui _____________ 39

1.4 Synthèse des connaissances sur l’évolution paléotectonique ______________________ 48

Reconstruction paléotectonique d’une marge active ___________________________________ 48

Chapitre 2 ______________________________________________________________ 55

Analyse climatique _______________________________________________________ 55

2.1 Présentation du climat actuel _______________________________________________ 56

2.2 Présentation des connaissances actuelles sur l’évolution du climat au cours du

Quaternaire au Chili et en Amérique du sud _________________________________________________ 65

Conclusion de la première partie ___________________________________________________ 71

Deuxième partie _____________________________________________________ 73

Etude géomorphologique de la haute cordillère de l’Elqui ____________________ 73

Introduction ___________________________________________________________________ 73

de la deuxième partie ___________________________________________________________ 73

Chapitre 3 ______________________________________________________________ 75

Une approche méthodologique ____________________________________________ 75

3.1 Méthodes de détermination des processus de versant ___________________________ 76

3.2 Méthodes d'analyse des formations alluviales __________________________________ 89

3.3 Acquisition des données et caractéristiques topographiques ______________________ 99

Chapitre 4 _____________________________________________________________ 109

Le cours amont du Rio Elqui ______________________________________________ 109

4.1 Extension du modelé glaciaire ______________________________________________ 110

4

4.2 Les processus paraglaciaires _______________________________________________ 137

Chapitre 5 _____________________________________________________________ 157

Le cours moyen du Rio Elqui entre Juntas et Rivadavia _________________________ 157

5.1 Les formes et formations témoins de conditions passées ________________________ 158

5.2 Les dynamiques actives ___________________________________________________ 195

Conclusion de la deuxième partie _________________________________________________ 207

Troisième partie ____________________________________________________ 209

Chronologie des événements morphogènes Quaternaires de la haute cordillère de

l’Elqui ___________________________________________________________________ 209

Introduction de la troisième partie ________________________________________________ 209

Chapitre 6 _____________________________________________________________ 210

CALAGE ET MISE EN PERSPECTIVE DES RESULTATS ____________________________ 210

6.1 Reconstitution des événements ____________________________________________ 210

6.2 Confrontation des résultats obtenus avec la littérature actuelle __________________ 218

Chapitre 7 _____________________________________________________________ 238

Conclusion et perspectives _______________________________________________ 238

7.1 Le cycle paraglaciaire dans la cordillère de l’Elqui ______________________________ 239

7.2 Variabilité climatique et adaptabilité ________________________________________ 242

7.3 Discussion et perspectives _________________________________________________ 249

Conclusion générale _________________________________________________ 254

Table des figures ____________________________________________________ 258

Table des photographies _____________________________________________ 263

Table des tableaux __________________________________________________ 266

Bibliographie _______________________________________________________ 267

Annexes ___________________________________________________________ 286

Table des matières __________________________________________________ 320

5

| Introduction générale 6

INTRODUCTION GENERALE

Pays de la démesure, paradis du géographe, le Chili offre une gamme de paysages et

de climats exceptionnels. Le Chili semi-aride, compris entre 30° et 33° de latitude sud, est

communément appelé Norte-Chico. Région de tous les contrastes, elle a su à la fois profiter de

l’ensoleillement et pallier au manque d’eau. Le relief escarpé ne constitue plus une barrière à

l’agriculture basée pratiquement exclusivement sur la culture de la vigne destinée à la

fabrication du Pisco, apéritif très prisé au Chili et au Pérou. La vallée du Rio Elqui, orientée

Est-ouest dans sa partie aval, devient plus conforme à l’agencement des unités du relief plus à

l’amont (haute cordillère). Cette organisation du relief constitue une des nombreuses

caractéristiques du Norte-Chico. En effet, la dépression longitudinale délimitant ailleurs une

cordillère littorale à l’Ouest et une cordillère principale à l’Est, n’existe pas ici. Autre

originalité de cette région et qui est d’ailleurs une des conséquences de l’absence de

dépression centrale, est l’absence de manifestations volcaniques quaternaires. Cette région

riche du point de vue des connaissances géologiques, reste néanmoins énigmatique quant à

l’origine de ses formes et modelés. Sa localisation en fait une zone de transition ayant

enregistré les fluctuations climatiques quaternaires mais celles-ci demeurent mal connues et

font l’objet depuis quelques années d’hypothèses étayées par des études encore trop peu

nombreuses.

« Mes enquêtes me permettent de proposer un schéma d’ensemble qui pourra servir de

base pour des recherches plus détaillées sur l’évolution du relief dans le Chili semi-aride »

(Paskoff, 1970, p. 11). C’est en lisant cette proposition écrite par Paskoff (1970), dans sa

thèse sur le Chili semi-aride, que m’est venue l’idée d’approfondir ce travail unique et de

référence en géomorphologie sur le Norte-Chico. Les espaces couverts par Paskoff (1970)

étant considérables, il ne m’était pas possible de couvrir de façon pertinente et efficace de

telles superficies, c’est pourquoi il a été nécessaire de définir de façon précise notre zone

d’étude à l’intérieur même du bassin versant du Rio Elqui. Une méthodologie de terrain

adaptée à notre problématique ainsi qu’au relief s’imposait donc, afin de répondre aux

objectifs fixés. C’est ce schéma de réflexion que nous proposons d’exposer ci-dessous.

A-Un Norte-Chico de contrastes, vaste mais peu connu

La vallée du Rio Elqui que nous avons décidé de retenir, en raison de la fraîcheur des

formes, des modelés et des affleurements présents en fond de vallée et aux pieds des versants,

présente un contraste saisissant entre un fond de vallée irrigué et verdoyant et des versants

arides. Il est frappant, lorsque l’on remonte la vallée du Rio Elqui à partir de la ville de La

| Introduction générale 7

Serena, située à l’embouchure du Rio Elqui, de constater avec quelle aisance l’homme a

colonisé les bas de versants ainsi que les cônes de déjection à des fins agricoles. Les surfaces

riches en limons et les plus accessibles sont celles situées au débouché des ravins pentus

adjacents appelés quebrada. Elles ont été entièrement artificialisées par chenalisation du drain

principal qui entaille le cône de déjection. Il existe sur ces espaces de faible superficie un réel

risque de réactivation du transport sédimentaire par coulées de débris en cas de forte pluie, la

réponse des bassins versants pouvant être extrêmement rapide. Les préjudices financiers

pourraient alors énormes au regard du prix de l’hectare de vigne dans la région. Cependant, le

relief escarpé ne laissant que peu de terres cultivables, les cultures de vigne avancent chaque

année vers l’amont de la vallée. La superficie du bassin versant du Rio Elqui est de 9700 km2

(Cabezas et al., 2007) et s’étend entre 29°27’-30°34’S et 71°22’-69°52’W. Cette très grande

superficie nécessitait une délimitation d’une zone d’étude plus réduite. En effet, une approche

tentant de prendre en considération la totalité du bassin versant aurait été irréalisable au

regard du temps disponible sur le terrain. Il était important de définir une zone plus restreinte

représentative des processus agissant sur l’ensemble du bassin versant. De plus, le réseau

routier était en cours de réfection et l’accès à la partie amont de notre vallée nécessitait le

passage quotidien d’un poste de douane ce qui ralentissait notre progression à l’aller comme

au retour.

L’espace ainsi délimité possède tous les éléments permettant une étude géomorphologi

que pluridisciplinaire et multiscalaire, intégrant les relais de processus de l’amont vers l’aval

sans par ailleurs s'affranchir des informations obtenues à l’échelle régionale.

| Introduction générale 8

Fig. 1- Croquis de localisation du bassin versant du Rio Elqui

Photo. 1- Coupe-vent sur culture viticole dans la vallée du Rio Claro et mouvement de masse à

l’arrière plan. (30°00’09’’ S 70°31’49’’W) (alt. 960m). Cliché. Houbart. A (orientation. Ouest)

| Introduction générale 9

B- Objectifs scientifiques de l’étude

Notre objectif est d’ordre général puisqu’il s’agit de contraindre chronologiquement le

scénario de mise en place des formes et modelés de la haute cordillère de l’Elqui dans un

contexte paraglaciaire. Les interrogations portées sur l’évolution future du climat ont renforcé

l’intérêt des scientifiques pour la compréhension des paléoenvironnements. Ils ont en effet

cherché à retracer l’évolution environnementale passée pour tenter d’en déduire des scénarii

d’évolution future. En tant que science tentant de comprendre l’évolution du relief, la

géomorphologie peut en proposant des modèles d’évolution temporelle des systèmes

morphogéniques, émettre des hypothèses concernant l’évolution des paléoenvironnements.

Le concept « paraglaciaire » a été défini il y a plus de trente ans pour mettre en

évidence les conséquences d’une déglaciation sur l’évolution des systèmes morphogéniques.

Après une première phase de recherche et d’identification des processus intervenant en

contexte paraglaciaire est apparue la nécessité de synthétiser et d’organiser les connaissances

par un paradigme unificateur. Ce travail a été amorcé, montrant que ces processus

s’organisent en relais spatio-temporels au sein d’un système cascade, occasionnant la

libération de sédiments à partir des marges désenglacées puis leur transfert vers des réservoirs

sédimentaires durables (Cossart, 2005). Nous avons donc axé notre travail sur la

reconstitution du déclenchement des agents morphogéniques durant le Quaternaire ainsi que

la reconstitution des relais de processus qui interviennent dans l’espace et dans le temps. Les

finalités sont notamment : (1) d’estimer les limites d’englacement maximal atteintes par les

masses glaciaires de la cordillère ce qui permettra de valider ou non les hypothèses émises par

Paskoff (1970) puis (2), de caler de façon absolue ou relative le cas échéant les formations

observées en profitant d’une accessibilité améliorée depuis les travaux de Paskoff (1970).

Finalement (3), il s’agit de déterminer des repères chronologiques dans la reconstitution des

relais de processus spatio-temporels et de comparer les phases de leur déclenchement avec les

grandes phases climatiques et morphogéniques connues à ce jour dans la littérature

scientifique en Amérique du Sud et au Chili en particulier.

Les études sur les variations climatiques quaternaires en Amérique du Sud sont

aujourd’hui nombreuses. Les Andes font également l’objet de publications à propos des

paléoenvironnements. Mais ce sont les Andes du nord (Bolivie et Chili) et du sud (Patagonie)

qui sont les mieux étudiées à cet égard. Il existe cependant un début de prise de conscience de

l’intérêt des régions situées à des latitudes intermédiaires. En effet, la région du Norte-Chico

avec son climat semi-aride, offre des perspectives scientifiques sur la connaissance des

variations des milieux de haute montagne face aux variations climatiques intéressantes. La

bonne conservation des formes et des modelés ainsi que la présence de matière organique

dans les dépôts, assez rare à cette latitude, offrent un terrain d’étude riche d’informations. La

haute cordillère de l’Elqui avec ses versants raides, ses parois rocheuses et son matériel

facilement mobilisable par les agents de transport, a enregistré les vicissitudes climatiques

| Introduction générale 10

quaternaires. C’est à ce titre, que le Norte-Chico constitue un élément clé dans le programme

international PAGES (Past Global Changes) initié par l’ICSU (International Council for

Scientific Unions). En effet, l’objectif de ce programme est de reconstituer les

paléoenvironnements et les paléoclimats le long de trois transects (PEP) Pole-Equator-Pole

dont l’un est le transect Américain (Markgraf et al., 2000 ; Zech, 2006a).

Une telle richesse d’enregistrement morphosédimentaires nous invite à s’interroger sur

la manière et à quelle échelle de temps s’est mis en place le relief ? Quelles ont été les phases

de crises morphogéniques et celles de stabilité ? Quel a été l’enchaînement des processus de

mobilisation des sédiments des versants vers les fonds de vallées ? La répartition spatio-

temporelle des formes et modelés du relief s’inscrit-elle dans une logique paléoclimatique

correspondant à ce qui est connu aujourd’hui ? Si oui, est-ce à l’échelle locale, régionale,

nationale ? En résumé, peut-on traduire l’emboîtement des unités du relief de la haute

cordillère de l’Elqui en tant qu’éléments représentatifs de variations environnementales

quaternaires et a fortiori climatiques ? Comment les sédiments provenant des marges

déglacées ont été remaniés et selon quelles temporalités ? Ces interrogations s’intègrent dans

une période de prise de conscience de l’intérêt des Andes centrales du sud pour la

compréhension des grandes phases climatiques et morphogéniques quaternaires d’Amérique

du Sud. Certaines phases plus sèches ou humides sont aujourd’hui identifiées, mais toutes les

études aujourd’hui parues ne parviennent à les délimiter de façon précise.

Les multiples pistes de réflexion proposées par Paskoff (1970) se sont heurtées aux

limites scientifiques de l’époque : connaissance des paléoenvironnements, méthodes de

datation, accès à l’imagerie entre autres. L’approche minutieuse du terrain, favorisée par ses

écrits, nécessite néanmoins de prendre un certain recul par rapport aux descriptions et aux

hypothèses d’évolution du relief. En effet, certains concepts ou mécanismes n’étaient alors

pas connus ou ne l’étaient que peu ; cela nécessite de notre part, une analyse critique des

observations faites dans son travail de recherche et des propositions d’enchaînement des

crises morphogéniques.

C- Le choix du secteur étudié

Une approche géomorphologique du transit sédimentaire en contexte de déglaciation

nécessite de travailler dans un secteur où le recul des glaces est suffisamment ample pour

engendrer des réajustements marqués. La haute cordillère de l’Elqui répond à ce critère et se

caractérise par la qualité des modelés et des formations en raison d’un climat semi-aride,

favorable à leur conservation. Elle se caractérise également par une triple dissymétrie :

topographique, géologique et climatique.

| Introduction générale 11

- dissymétrie d’ordre topographique, entre les reliefs de la cordillère principale orientale

culminant à plus de 6000 mètres d’altitude et la cordillère principale orientale ne dépassant

que ponctuellement les 4000 mètres ;

- dissymétrie d’ordre litho-structural avec une cordillère principale orientale composée

d’une couverture de roches sédimentaire et volcaniques d’âge meso-cénozoïque et une

cordillère principale occidentale constituée de roches plutoniques d’âge paléozoïque.

- dissymétrie climatique de par l’étagement climatique engendré par le relief, mais également

de par la situation charnière de cette partie de la cordillère des Andes, située à proximité de la

diagonale aride au nord de laquelle, le système de circulation atmosphérique est dit tropical

avec des advections d’air provenant du bassin amazonien et celles affectées par la circulation

atmosphérique extratropicale, au sud de celle-ci, sous l’influence des vents du Pacifique venus

de l’Ouest appelés Westerlies. Cette localisation faisait du Norte-Chico, une région d’étude

susceptible d’avoir enregistré les variations des apports d’humidité des Westerlies durant le

Quaternaire.

Au commencement de ce travail, il n’existait que deux publications à caractère

géomorphologique sur ce secteur de la cordillère du Norte-Chico, celle de Paskoff (1970) et

celle de Ginot et al., (2006). De nombreuses hypothèses et enchaînements de processus

restaient alors à comprendre et surtout à dater, d’autant plus que l’accès au-delà de 2100

mètres d’altitude avait été facilité par l’élargissement et la consolidation de la route

transfrontalière permettant ainsi d’accéder, en relative sécurité jusqu’à l’amont de notre

terrain d’étude à plus de 4000 mètres d’altitude.

D- Plan de l’étude

Afin de répondre aux interrogations émises ci-dessus, notre réflexion s’articulera

autour des trois parties suivantes :

Première partie : nous aborderons la géologie de la zone d’étude pour ensuite définir la

morphostructure et le relief qui en résulte. Notre méthodologie d’approche du terrain d’étude

et de sa délimitation est expliquée. L’analyse de la chronologie de mise en place des grandes

unités du relief de la cordillère de l’Elqui depuis le cycle pré-andin jusqu’à la mise en place

des éléments constitutifs de la structure géologique actuelle est proposée afin de synthétiser

l’état des connaissances actuelles sur l’évolution tectonique de la région. L’analyse des

éléments physiques du paysage proposée dans cette partie n’aurait pas été complète si nous

n’avions présenté et expliqué les divers agents atmosphériques qui sont à l’origine des

conditions actuelles dans le cordillère et des conséquences sur le milieu, provoquée par la

barrière orogénique andine. Une tentative d’estimation de la contribution de la fonte des

neiges et des précipitations liquides dans le bilan hydrologique de la partie du bassin versant

sélectionnée y est effectuée.

| Introduction générale 12

Deuxième partie : Nos choix des sites d’observation, d’échantillonnage et de mesures

ont été influencés par les conditions du milieu, les limites inhérentes au travail de terrain et

par les réponses auxquelles nous voulions répondre. Ces choix et les méthodes employées

sont présentés et l’identification des formes et modelés qui en découlent est abordée en

suivant une logique amont –aval.

La troisième partie de cette étude présente les modes de transfert des sédiments dans

un bassin versant, en appuyant sur les phases actives et de stabilité. L’enchaînement des

processus morphogéniques dont l’organisation restait hypothétique est présenté et les résultats

obtenus ainsi que leur cohérence ou non avec les connaissances actuelles sont comparés. Nous

proposerons finalement, des bases de discussion sur l’apport de la géomorphologie à l’étude

des paléoenvironnements ainsi que des opportunités qu’offre le Norte-Chico pour l’étude des

capacités d’adaptation des populations aux changements globaux et en particulier au

réchauffement climatique.

| Introduction générale 13

14

PREMIERE PARTIE

PHYSIOGRAPHIE DE LA CORDILLERE DES ANDES DE L’ELQUI

INTRODUCTION DE LA PREMIERE PARTIE

La relation entre les facteurs tectoniques et climatiques détermine les manières et les

mécanismes de transfert de matière sur la surface terrestre. Ainsi, la variabilité de ces facteurs

explique les changements dans la vitesse et dans les mécanismes d'érosion, de transport et de

dépôt des sédiments.

Dans cette première partie, la physiographie de la région d’étude sera présentée en

suivant une logique spatio-temporelle à travers deux chapitres :

Le premier chapitre, s’attachera à présenter la structure et la géologie de la cordillère

des Andes, en insistant sur le caractère original de la morphostructure de notre zone d’étude.

Une synthèse des connaissances actuelles sur l’évolution tectonique de la région est proposée

afin de comprendre la mise en place des unités actuelles du relief.

Le deuxième chapitre consiste en une analyse bioclimatique définissant le climat

actuel et les mécanismes qui le régissent. Le relief induisant inévitablement un effet de

« barrière », la distribution des écosystèmes est affectée, c’est pourquoi nous présenterons la

distribution altitudinale des étagements morphoclimatiques. La référence dans cette étude à

de nombreuses phases climatiques quaternaires, nécessite afin d’avoir une vision synthétique

mais claire de leurs évolutions, de réaliser une synthèse des connaissances actuelles sur ces

phases.

15

CHAPITRE 1

MORPHOSTRUCTURE ET PALEOGEOGRAPHIE

La topographie de la haute cordillère étant l’expression en surface d’un agencement

spatial d’unités géologiques et d’une structure interne, il convient de présenter les relations

existantes. De plus, il est nécessaire de préciser les processus qui en sont à l’origine. Ce

premier chapitre vise donc à exposer la structure interne de la cordillère des Andes à très

petite échelle, son expression de surface qu’est le relief, et le niveau de compréhension sur

son évolution afin de pouvoir comprendre la structure de la cordillère de l’Elqui.

L’organisation se fera de la manière suivante :

- présentation du cadre général des Andes et de la topographie de la haute cordillère

de l’Elqui

- présentation du cadre géologique et morphostructural de la haute cordillère de

l’Elqui et du relief qui en résulte

- présentation des connaissances actuelles sur l’évolution tectonique.

Cette présentation du milieu facilitera la compréhension de l’organisation des unités

du relief, telle que nous la connaissons aujourd’hui et permettra une explication des facteurs à

l’origine des originalités de cette région du Chili central.

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1.1 PRESENTATION DU CADRE GENERAL DES ANDES

Plus longue chaîne de montagne du monde (8000 km), elle s’étend sur près de 66° en

latitude le long de la façade du continent Sud-Américain. Chaîne liminaire de subduction, elle

est liée au passage par subduction des plaques Nazca, Cocos et Antarctique sous la plaque

Amérique du Sud. Elle est constituée d’une zone d’avant arc le long de la côte pacifique, la

chaîne proprement dite et d’une zone d’arrière arc (bassins amazonien et argentin). La

cordillère des Andes est traditionnellement divisée en trois grands domaines :

Le premier : Celui des Andes dites septentrionales (12°N-4°S) qui englobe le domaine

des caraïbes et l’isthme de Panama qui se situe au-dessus de la zone de subduction de la

plaque de Nazca et de Cocos.

Le deuxième : Celui des Andes dites Centrales (4°-35°S) se situe au-dessus de la zone

de subduction de la plaque Nazca.

Le troisième : Celui des Andes dites Australes (35°-55°S), lié au passage en

subduction de la dorsale du Chili et de la plaque Antarctique sous la plaque d’Amérique du

Sud.

Les taux de raccourcissement les plus élevés ne se situent pas là où la cordillère est la

moins large mais là où elle s’étend sur plus de 800 km dans sa partie centrale en Bolivie

(Baby et al., 1990). La croûte continentale y atteint localement une épaisseur de 80 km

(Wigger et al., 1994). Cet épaississement est compensé par une anomalie topographique

positive majeure, le haut plateau de l’Altiplano Puna (~ 4000m). En tenant compte de la fosse

océanique du Pérou Chili (profonde de 8025 m au large du Chili septentrional) qui correspond

à lʹinterface entre les deux plaques, les Andes constituent le plus important relief au monde

situé au dessus d’une zone de subduction (Saillard, 2008).

La structuration et la configuration morphologique actuelle des Andes sont, d’une part,

liées à différents processus tectoniques associés à la subduction de la plaque océanique Nazca

(Farallon) qui plonge sous la plaque continentale Amérique du Sud depuis l’Albien (Jaillard

& Soler, 1996), et d’autre part, aux variations climatiques spatiales et temporelles le long de

la chaîne et donc aux interactions entre climat et érosion (Lamb & Davis, 2003). De même,

l’acquisition du relief à travers les Andes ne s’est probablement pas faite de manière

symétrique et les processus qui ont accommodé le soulèvement sur le flanc Ouest demeurent

mal connus et discutés (Isacks, 1988 ; Farias et al., 2005), notamment dans le nord de

l’Orocline bolivien, pour la partie Péruvienne. Pour certains auteurs, les taux de soulèvement

ont énormément ralenti depuis 5 Ma (Victor et al., 2004)

17

A/ CONVERGENCE RELATIVE ENTRE PLAQUE DE NAZCA ET AMERIQUE DU SUD

Le vecteur de convergence actuel entre ces deux plaques a une orientation quasi

constante le long de la limite entre celles-ci à savoir N 75°E + /- 5° ; la vitesse correspondante

varie entre 78 mm/an au Nord et 84 mm/an au Sud d’après le modèle Nuvel (Demedts et al.,

1990 ; Norabuena et al., 1994). Une vitesse de 68 mm/an et 62 mm/an orientée N 76°E est

proposée par Bevis et al., (2001) d’après l’analyse de données GPS.

Depuis 49 Ma, on observe un important changement dans l’orientation du vecteur de

convergence (Pilger, 1984 ; Pardo-Casas et Molnar, 1987) ; celui-ci a varié, et deux épisodes

de convergence rapide caractérisés par une convergence moyenne supérieure à 10 cm/an sont

enregistrés. Le premier se produit entre 49 et 42 Ma (15 cm/an à 10°S) et le second entre 25 et

Fig. 2- Localisation des trois domaines des Andes (Saillard, 2008)

18

10 Ma (15 à 20 cm/an). Ce dernier serait lié à la fragmentation de la plaque Farallon en deux

plaques, Cocos et Nazca, il y a 26 Ma. Le contrôle exercé par la vitesse de convergence entre

les deux plaques sur la structuration de la chaîne andine semble prépondérant ; les périodes de

convergence rapide augmentent le niveau des contraintes compressives, ce qui favorise le

développement de phases tectoniques compressives à l’intérieur de la chaîne Andine

(Riquelme, 2003).

B/SEGMENTATION DES ANDES ENTRE 27°ET 33°S

La segmentation des Andes centrales entre (27°-33°S), se manifeste par l’absence de

dépression centrale et reflète en partie la segmentation géométrique du plan de subduction de

la plaque Nazca sous la plaque continentale (Isacks, 1988 ; Riquelme, 2003). Ainsi, il est

vraisemblable que l’évolution des Andes soit fortement contrôlée par des facteurs liés à la

géométrie de la plaque océanique subductée :

- variation latérale du pendage du plan de Wadatti-Bénioff (Jordan et al., 1983) ;

- variations de largeur et d’épaisseur du biseau asthénosphérique sous la lithosphère

continentale (Isacks, 1988).

Ces hypothèses ont été corroborées par diverses études séismotectoniques.

Fig. 3- Carte de localisation des vitesses de convergence entre plaque de Nazca et plaque

Sud Américaine

19

Les travaux de Pardo et al., (2002) ont permis d’apporter de nouvelles précisions sur la

segmentation de la plaque de Nazca et en particulier sur l’alternance selon la latitude à

laquelle on se trouve, de sa géométrie et de son angle de subduction sous la plaque

d’Amérique du Sud. Cette segmentation mise en avant par l’étude de la distribution de

séismes de profondeur intermédiaire permet de délimiter à l’échelle des Andes centrales

quatre segments principaux.

La présence de segments de subduction horizontale est généralement expliquée par

trois phénomènes différents : 1/ le passage en subduction d’anomalies bathymétriques

(aspérité, ride asismique, plateau océanique), comme la ride de Nazca et celle de Juan

Fernandez (Gutscher et al., 2000) ; 2/ la convergence rapide et la jeunesse relative de la

plaque Nazca (Barazangi & Isacks, 1979 ; Cross & Pilger, 1982 ; Cahill & Isacks, 1992 ;

Saillard, 2008) et 3/ le mouvement absolu de l’Amérique du Sud au‐dessus de la plaque

plongeante (Scholz & Campos, 1994 ; Silver et al., 1998).

Les transitions latérales entre les segments subhorizontaux et inclinés se localisent au

sud du Pérou (13-15°S), dans le nord (24-28°S) et le centre du Chili (32-34°S) ; la transition

située au Nord du Chili marquant le début de la subduction subhorizontale du Norte-Chico est

progressive (Cahill & Isacks, 1992) et débute vers 28°S. Cette transition coïncide avec la

subduction de la ride Juan Fernandez (Fig.3), ce qui suggère une relation de causalité entre

subduction de la ride et un plan subhorizontal de la plaque océanique (Yañes et al., 2001 ;

Yañes, 2002) mais aussi entre longueur de ride subduite et subduction horizontale de la

plaque océanique (Espurt, 2008). En effet, la subduction horizontale résulte de la plus grande

flottabilité de la plaque plongeante, au niveau de la ride, qui passe plus difficilement en

subduction (Saillard, 2008).

A plus grande échelle, c'est-à-dire entre 27° et 33°S, il est encore possible d’affiner

cette segmentation en trois zones.

C/ SEGMENTATION VOLCANIQUE

La présence ou l’absence de volcanisme actif durant l’évolution géomorphologique du

Norte-Chico est étroitement liée à la géométrie de la plaque Nazca. En effet, les zones de

subduction subhorizontale ne présentent pas de trace de volcanisme actif (Fig.3) ; un modèle

chronologique d’évolution de la géométrie du plan de subduction entre 28 et 33°S a été

proposé à partir d’études pétrologiques et géochimiques des roches volcaniques de

l’Oligocène-Miocène (Kay et al., 1991). Entre 25 et 20 Ma, la fusion du biseau

asthénosphérique présent sous la lithosphère continentale produit la déshydratation de la

plaque océanique et permet la génération de magmas émis dans la cordillère principale. A

20

partir de 20 Ma, la subhorizontalité de la plaque océanique débute et induit une expansion de

l’arc volcanique en direction de la Précordillère argentine. Il est par conséquent possible de

connaître l’évolution et l’âge des segments à subduction subhorizontale en fonction du

volcanisme. Au Pérou et au Chili central, la subduction des rides de Nazca et de Juan

Fernandez a débuté il y a ~12‐11 Ma (Yañez et al., 2001 ; Hampel, 2002). Les données du

volcanisme de l’avant‐arc péruvien montrent que l’horizontalisation de la plaque plongeante

est apparue il y a ~ 4 Ma sous le Pérou. Le même délai (~7‐8 Ma) est observé au Chili, suite à

la subduction du segment Nord-sud de la ride de Juan Fernandez et de l’arrêt du volcanisme il

y a 4,7 Ma (Soler & Bonhomme, 1990). Ainsi, le processus d’horizontalisation de la plaque

plongeante est un phénomène long, nécessitant plusieurs millions d’années pour compenser la

densité de la lithosphère océanique et la subduction de plusieurs centaines de kilomètres de

plateau océanique (Espurt et al., 2008). Dans le nord du Chili, le passage de la ride d’Iquique

est à l’origine d’un volcanisme actif (Rosenbaum et al., 2005) tout comme en Equateur ou le

processus d’horizontalisation lié à la subduction de la ride de Carnégie est en cours, ce qui

induit également un volcanisme actif (Lonsdale & Klitgord, 1978).

Il y a 10 Ma, le volcanisme actif cesse dans la cordillère Principale et se déplace vers l’Est

pour atteindre les Sierras Pampeanas il y a 7 Ma. Finalement, le volcanisme disparaît il y a

4,7 Ma, quand la plaque en subduction devient complètement subhorizontale.

D/ MORPHOSTRUCTURE DES ANDES CENTRALES

Une certaine homogénéité existe dans l’orientation des unités morphostructurales des

Andes centrales. En effet, la migration de l’arc volcanique de l’Ouest vers l’Est a eu pour

conséquence la mise en place d’unités discontinues et parallèles à la fosse océanique (Fig.4).

Cette fosse océanique fait partie intégrante du système des grandes morphostructures que l’on

rencontre dans les zones de subduction, à savoir : l’avant‐arc, l’arc volcanique et l’arrière‐arc.

L’arc volcanique a migré depuis le Jurassique jusqu’à sa position actuelle, acquise à la fin du

Néogène, il y a 10 Ma (Coira et al., 1982 ; Allmendinger et al.,1997 ; Riquelme, 2003).

Dans la branche nord de l’orocline bolivien, dans le Sud du Pérou, trois unités

morphostructurales majeures, formées lors de la structuration des Andes centrales au

Méso‐Cénozoïque, se succèdent parallèlement à la fosse, avec d’Ouest en Est : l’avant‐arc

andin, la haute cordillère des Andes et le piémont amazonien (Sébrier et al., 1988; Jaillard et

al., 2000).

Dans la branche Sud de l’orocline bolivien, à partir de 25°S dans le centre nord du

Chili, la dépression centrale disparaît et la partie émergée de l’avant‐arc n’est plus constituée

21

que de la cordillère de la Côte. Le domaine de l’arc volcanique comprend la Précordillère et la

cordillère Principale ou frontale et enfin, l’arrière arc comprend la Précordillère argentine et

les Sierras Pampeanas (Saillard, 2008).

CC : cordillère de la côte ; DC : Dépression Centrale ; PC :

Précordillère Argentine ; P : Puna ; CF : cordillère Frontale ; SP :

Sierras Pampeanas ; SD : Dépression des salars ; Cocc : cordillère

Occidentale ; A : Altiplano ; Cor : cordillère orientale

Fig. 4- Morphostructures des Andes centrales, modifié

d’après Mpodozis & Ramos, (1989)

22

Fig. 5- Carte de délimitation de notre zone d’étude

23

1.2 LE CADRE MORPHOSTRUCTURAL ET PHYSIOGRAPHIQUE DE LA HAUTE

CORDILLERE DE L’ELQU I

1.2.1 PRESENTATION DU RELIEF DE LA CORDILLERE DE L’ELQUI

La configuration de la plupart des paysages est largement contrôlée par la structure, et

le modelé morphoclimatique, souvent surestimé (Twidale & Lageat, 1994), est généralement

subordonné au relief structural, en partie pour des raisons d’échelle (Tricart, 1968). La

répartition et l’aspect des formes d’érosion dépendent toujours plus ou moins des lithologies

rencontrées, qu’elles soient façonnées dans le substratum (le « bedrock » des Anglo-Saxons)

ou dans des formations superficielles (alluvions, moraine, etc.) (Campy & Macaire, 1989). Il

nous est donc nécessaire de présenter les relations entre le style géomorphologique de la haute

cordillère de l’Elqui et les paysages rencontrés, ces derniers étant étroitement liés aux régimes

tectoniques locaux.

A/ ANALYSE TOPOGRAPHIQUE DU BASSIN VERSANT DU RIO ELQUI ET DE SES AFFLUENTS

Dans le cadre de notre étude basée sur l’analyse des modelés liés à un système

morphodynamique particulier, l’analyse morphostructurale qui vise à confronter des données

topographiques et géologiques, évalue les rôles respectifs de la tectonique et de l’érosion

différentielle dans la genèse des reliefs. Cette analyse se réalise le plus souvent en trois

étapes : la première étape permet de définir les formes structurales en s’appuyant sur l’étude

des relations géométriques entre le relief et l’ensemble des données stratigraphiques,

lithologiques et tectoniques. Vient ensuite les phases d’explication de la formation du relief et

de reconstitution de sa mise en place (Peulvast & Vanney, 2001).

24

- PROFILS TRANSVERSAUX

A environ 30°S, le Chili est large d’environ 150 km. La cordillère de l’Elqui est

délimitée sur sa bordure occidentale par la faille de Vicuña, accident majeur de la région. De

direction méridienne, cet accident majeur délimite à l’Est, la haute cordillère (cordillère

principale ou de l’Elqui) et à l’Ouest, la moyenne montagne (cordillère littorale) (Fig.6). A

l’est de cette faille majeure se succèdent une série de failles inverses au pendage élevé et de

direction Nord-sud. Ces failles traversent les unités du Carbonifère-Trias et les séquences

volcaniques du Permo-Trias dominant la cordillère Principale. A 50-60 km- à l’Est de la faille

Vicuña se situe la faille baños del toro dont le rôle dans le soulèvement et la dénudation de la

cordillère principale aurait été important (Cembrano et al., 2003). En effet, des traces de

fission dans les apatites allant de 34 à 9 Ma semblent confirmer une phase de taux élevés de

dénudation durant l’Oligocène-Miocène. A contrario, les traces de fission dans la cordillère de

la côte attestent d’un soulèvement et d’une dénudation modérés. La haute cordillère se

distingue ainsi très nettement de la moyenne montagne par ses sommets aux arêtes plus

fraîches et surtout par des sommets qui dépassent souvent les 5000 mètres dont deux d’entre

eux dépassent les 6000 mètres, le Cerro Olivares qui s’élève à 6252 m et le Cerro Las

Tortolas, point culminant de la région avec 6332 mètres. Aucun col frontalier ne se fait à

moins de 4000 mètres, en témoigne le passage de la frontière Argentino-Chilienne qui se fait

au Paso Agua Negra à 4775 mètres. C’est dans cette partie de la haute cordillère que notre

zone d’étude s’étend (Fig.7). Large d’une soixantaine de kilomètres d’Est en Ouest, la haute

cordillère se manifeste par sa hauteur et sa massiveté (Paskoff, 1970). En effet, l’altitude de

notre terrain d’investigation est comprise entre 724 m à l’extrême Ouest près du village de

Rivadavia en fond de vallée et 6632 m au sommet du Cerro Las Tortolas (Fig.7).

Fig. 6- les grandes unités du relief du bassin versant du Rio Elqui Réalisation : Houbart. A

25

Les altitudes maximales de la haute cordillère suivent un gradient Ouest-est ; ce

gradient existe également et de façon plus marquée à l’échelle régionale puisque l’on passe du

niveau de l’océan Pacifique à plus de 4000 m d’altitude en un peu plus de 130 km (Fig.7 et 8).

Fig. 7- MNT du bassin versant du Rio Elqui et profil longitudinal. Le MNT est tiré de la base de

données de l’institut géographique militaire Chilien.

Fig. 8- MNT de notre zone d’étude dans la haute cordillère de l’Elqui, réalisation sous ArcGis 9.2 à

partir de fichiers rasters source : (CEAZAMET)

26

- LES VERSANTS

L’aspect général de la haute cordillère est massif, seuls de nombreux cirques

surplombant de petites quebradas viennent altérer cette homogénéité. Les lignes de crêtes sont

partout adoucies par les mécanismes périglaciaires qui agissent toute l’année (Paskoff, 1970).

Les parois des cirques aujourd’hui dépourvus de neige, sont tapissées de roches bien calibrées

par l’action combinée de la gélifraction et de la thermoclastie. La descente du matériau par

reptation, chute ou coulées sèches donne aux versants de ces anciennes auges glaciaires,

surtout au-dessus de 3000 mètres dans la vallée du Rio Colorado un aspect voilé. Leur

polychromie issue des différences de lithologie et de l’altération hydrothermale permet dans

certains cas de suivre très facilement le cheminement des fragments rocheux.

Cette partie de la cordillère située à plus de 3000 m d’altitude connaît également des

conditions favorables à l’ajustement des versants, on y trouve donc de nombreux versants

réglés en totalité ou en partie. Leur évolution est tributaire de nombreuses variables

géographiques regroupant tous les paramètres qui varient dans l’espace, qu’il s’agisse des

propriétés intrinsèques des matériaux (facteurs internes) ou encore des paramètres reliés à

l’environnement dans lequel se déroule l’éboulisation (facteurs externes). Le couple corniche-

éboulis que l’on considère comme un système morphogénique, cesse de fonctionner et

disparaît même en certains endroits au-dessus de 3000 m dans la cordillère de l’Elqui. En

effet, l’enchaînement des processus liés à ce système débute par la fragmentation en paroi

puis par la mobilisation (détachement du fragment de la paroi). Le rôle prédominant de la

gélifraction à ces altitudes a permis une couverture quasi-totale des versants en de nombreux

endroits et la disparition des corniches ou affleurements rocheux. Ce rôle dominant de la

gélifraction même s’il est communément admis, ne doit pas faire oublier le rôle tout aussi

important de plusieurs autres paramètres qu’il est possible de regrouper en trois catégories :

- l’influence de la géologie (lithologie, préparation tectonique, altération préalable,

sismicité) ;

- les conséquences de la déglaciation ;

- l’influence du climat, incluant le régime des pluies ainsi que les phénomènes

d’étagement et d’exposition (opposition adret-ubac) ;

Ces paramètres ne sont pas les mêmes plus en aval, même dans les parties amont des

bassins versants adjacents à la vallée du Rio Turbio et du Rio La Laguna. Les affleurements

rocheux sont beaucoup plus développés ce qui donne naissance à de très nombreux cônes

d’éboulis et à des talus d’éboulis n’ayant pas encore atteint leur phase de maturité. La largeur

disponible en fond de vallée augmente au fur et à mesure que l’on se dirige vers l’aval laissant

aux formations torrentielles quaternaires la possibilité de se développer et de construire des

cônes de déjection polymorphes remaniés sur leur front par le Rio.

27

L’ensemble de ces facteurs sont à combiner avec une donnée morphométrique de base

qu’est la pente du relief. Cette donnée peut être la résultante d’une conjonction de facteurs

climatiques et tectoniques et être associée à la formation et la dégradation d’un relief.

Des paysages au relief marqué par des pentes de faible valeur mettent en évidence la

prédominance de superficies de faible énergie faiblement incisées par les systèmes fluviaux.

Ces paysages sub-planaires peuvent être à priori associés à des régimes tectoniques stables et

à des régimes climatiques arides qui limitent l’érosion des surfaces. Par opposition, les

paysages aux valeurs de pente élevées indiquent un relief escarpé modelé par le contrôle

tectonique et la réponse érosive à un climat plus humide sur une période donnée.

Par opposition au relief de la cordillère de la côte largement façonnée par les

variations eustatiques quaternaires, le relief de la cordillère principale (cordillère de l’Elqui)

se manifeste par des valeurs de pentes plus importantes.

- HYPSOMETRIE DU BASSIN VERSANT

La courbe hypsométrique est une fonction continue qui rattache l'aire à l'altitude d'un

bassin versant. La courbe hypsométrique est obtenue après avoir tracé la relation entre l'aire

d'une courbe de niveau et la hauteur du bassin sur ou sous la dite courbe (Fig.10). La

normalisation des valeurs d'altitude et d'aire permet de comparer des bassins de tailles et

d'altitudes différentes ; elles sont d'une grande utilité étant donné qu’elles représentent une

information tridimensionnelle dans un support de deux dimensions. L'aire sous la courbe

hypsométrique ou hypsométrique intégrale, donne une valeur numérique pour l'analyse

hypsométrique ; de basses valeurs de l'intégrale hypsométrique indiquent des courbes

concaves, alors que de hautes valeurs indiquent des courbes convexes.

Strahler (1952), a interprété ces intégrales hypsométriques en terme de maturité du

relief, en définissant trois phases principales dans l’évolution de celui-ci. Les courbes

concaves avec une valeur intégrale basse (30%) indiqueraient un relief arrivé à maturité en

phase de pénéplanation ; une courbe sigmoïdale avec une valeur intégrale intermédiaire (30-

60%) indiquerait un relief au système fluvial arrivé à maturité ; une courbe convexe avec une

valeur intégrale élevée serait caractéristique d’un relief relativement jeune soumis à des

déséquilibres géomorphologiques.

28

Les courbes hypsométriques des bassins des rivières Copiapó, Huasco et Elqui ont une

forme sigmoïdale à convexe et leur intégration donne une valeur comprise entre 46 et 41 %

(Fig.10), avec une tendance à la diminution de l'intégrale hypsométrique vers le sud. Au

contraire, les courbes hypsométriques des bassins des rivières Limarí et Choapa ont une forme

concave et leurs intégrations délivrent des valeurs comprises entre 35 et 31 % (Fig.10).

L'hypsométrie des bassins des rivières Copiapó, Huasco et Elqui indique quelques

déséquilibres et une adaptation des cours d’eau au relief encore en cours. Au contraire,

l'hypsométrie des bassins du Limarí et du Choapa attestent d’une adaptation de ces cours

d’eau au relief traversé plus abouti. Dans son étude Aguilar Martorell, (2010) démontre que

les variations longitudinales des valeurs de l'intégrale hypsométrique, permettent de

différencier des reliefs caractéristiques des unités morphostructurales d’avant-arc, et d'évaluer

la distribution de l'incision dans celui-ci. Par ailleurs, la variation latitudinale de l'intégrale

hypsométrique permet d'évaluer l'évolution de la maturité relative du relief le long des unités

morphostructurales des Andes semi-arides.

Fig. 9- graphique représentant la relation entre

pentes moyennes et altitudes minimales par

rapport à l’exutoire (m.s.n.m) pour les bassins

versants tributaires d’ordre 2 selon la

classification de Strahler d’après (Aguilar

Martorell, 2010).

Fig. 10- courbes hypsométriques de trois

bassin-versants. A gauche : courbes

hypsométriques et à droite : courbes

moyennes hypsométriques des bassins

versants ayant un ordre de 2 selon la

classification de Strahler avec en bleu les

courbes de la cordillère littorale, en rouge

celles de la cordillère occidentale et en vert

celle de la cordillère orientale.

29

- LE RESEAU HYDROGRAPHIQUE

Le réseau hydrographique faisant partie intégrante du dispositif morphostructurale, il

nous est nécessaire de présenter les caractéristiques de celui-ci. Cette présentation est d’autant

plus nécessaire que ce réseau hydrographique est à l’origine des formations et modelés que

nous décriront dans ce travail.

Le Rio Turbio prend le nom de Rio Elqui à partir de son union avec le Rio Claro ou

Derecho, immédiatement en aval de Rivadavia. En amont, entre Rivadavia et Juntas, il porte

le nom de Rio Turbio (Fig.13). En amont de Juntas, il se subdivise en deux affluents, le Rio

Toro et le Rio La Laguna dont le nom de ce dernier devient Rio Colorado au-dessus de 3200

m d’altitude. Son tracé en baïonnette est marqué par des coudes brusques en remontant vers

l’amont comme, par exemple, à la jonction avec la Quebrada du Calvario ou encore à la

rencontre avec le Rio Las Terneras. Ce tracé capricieux (en baïonnette) traduit une

superposition de l’érosion sur les plans de faiblesse mécanique du bâti rocheux, ce qui génère

deux vallées de lignes de faille dans l’amont de notre zone d’étude. En effet, l’orientation

méridienne des deux vallées à l’amont de la confluence de Juntas (Nord-sud pour le Rio

Colorado et Sud-nord pour le Rio La Laguna) contraste avec l’orientation Est-ouest du tracé

du Rio Turbio dans sa partie avale. Ce parallélisme relatif entre ces deux vallées correspond à

la délimitation d’un horst, caractéristique d’une structure cassante par deux failles inverses,

celle de La Laguna et celle du Colorado.

La vallée du Rio Turbio sous 2100 m est profondément encaissée et toujours bien

calibrée. Les versants souvent très raides sur une hauteur de plusieurs centaines de mètres,

évoluent surtout là où ils sont lacérés par des couloirs d’éboulis. La largeur de la vallée sur ce

tronçon augmente progressivement vers l’aval sans toutefois jamais dépasser 500 m. Il faut

noter que la vallée s’évase brusquement après la ville de Vicuña, au-delà de l’accident

régional majeur qu’est la faille de Vicuña (Fig. 6) séparant la haute cordillère de l’Elqui de la

moyenne montagne ; la largeur atteint ici environ 2 km pour rétrécir plus en aval mais tout en

gardant une largeur moyenne comprise entre 0.7 et 1 km.

Les pentes des versants de la vallée du Rio Turbio sont relativement égales de part et

d’autre du Rio ; il en est autrement dans la vallée du Rio La Laguna et du Rio Colorado où les

profils transversaux réalisés révèlent une dichotomie entre les versants Est et Ouest. Cette

différence notable dans l’agencement du relief trouve son explication par l’orientation du

réseau hydrographique au sein de la structure de la cordillère de l’Elqui mais également par de

nombreux paramètres, qu’ils soient d’origine interne ou externe.

Le Rio Elqui correspond aux écoulements transversaux caractéristiques du Chili

central du nord (25°-33°S). Son régime de type nivo-pluvial, et son bassin versant couvrant

une superficie de 9600 km2, est alimenté par deux affluents principaux que sont : le Rio

Turbio, avec un bassin versant de 3895 km2

drainant la haute cordillère située à l’amont du

30

bassin versant du Rio Elqui et dont le débit moyen annuel est de 6.48 m3/s et le Rio Claro qui

draine une superficie de 1515 km2 située au sud du bassin versant du Rio Elqui et dont le

débit moyen annuel est de 3.9 m3/s.

L’écoulement actuel s’établit en un chenal principal depuis la base du glacier El

Tapado jusqu’à hauteur du village de Huanta où un système en tresse se développe lorsque la

largeur de la vallée le permet. Le nombre de chenaux ne dépasse que très rarement 3 ou 4. Les

photographies aériennes permettent d’observer une multitude d’anciens chenaux totalement

inactifs situés dans la bande active et même sur les vestiges d’une terrasse alluviale que nous

présenterons ultérieurement. Ces multiples avulsions témoignent d’une variabilité journalière,

saisonnière voir pluriannuelle dans le régime des eaux. Les appareils glaciaires, les

précipitations liquides, solides et les glaciers rocheux sont autant d’entités susceptibles

d’impacter et de faire fluctuer le débit en réponse à des variations de conditions climatiques.

Le profil hydrographique du Rio Turbio et de La Laguna est caractéristique d’un

torrent de haute montagne avec un profil concave et des pourcentages de pente de plus en plus

élevés au fur et à mesure que l’on remonte vers l’amont. Le profil hydrographique que nous

avons réalisé prend fin à 3200 m d’altitude à l’Embalse La Laguna puisque celle-ci a ennoyé

le fond de la vallée du Rio La Laguna et engendré une accumulation sédimentaire à l’amont.

Les pentes moyennes du lit sont comprises entre 52 ‰ à proximité du barrage de La Laguna à

3100 m d’altitude et 14 ‰ de Huanta à Rivadavia (Fig.11) dans la vallée du Rio Turbio. La

zone de confluence entre le Rio La Laguna et le Rio Toro est affectée par une pente d’environ

24 ‰.

Les trois stations hydrographiques présentes dans notre zone d’étude : La Laguna

(3130 m), Juntas (1195 m) et Huanta (860 m) (Fig.13) nous permettront de mieux comprendre

la part respective occupée par les corps glaciaires couverts ou non et des précipitations dans le

régime nivo-pluvial. En effet, les débits maximums sont atteints durant la période estivale

(Fig.12), là où les apports d’eau liés à la fonte des neiges et des glaces des glaciers rocheux,

couverts ou non sont à leur maximum.

Fig. 11- profil hydrographique du Rio Turbio et La Laguna

31

Fig. 12- Courbes des variations saisonnières du débit du Rio Turbio. Localité :

station hydrographique de Huanta (860 m)

Fig. 13- Carte du réseau hydrographique de la haute cordillère de l’Elqui. Réalisation HoubartA

32

- L’OUEST DE LA HAUTE CORDILLERE DE L’ELQUI

Délimitée à l’Est par la faille Baños del Toro, cette partie de la zone d’étude se

caractérise par un aspect massif et homogène. A plus petite échelle, on peut étendre ce

descriptif à toute la cordillère comprise entre la faille Baños del Toro et la faille de Vicuña qui

est l’accident majeur régional. Dominée par une succession de cônes de déjections au

débouché des quebradas, la vallée se resserre au fur et à mesure que l’on se dirige vers

l’amont. Il n’est pas rare d’observer certains cônes de déjection obstruer en quasi-totalité, le

fond de vallée forçant le Rio Turbio à dévier son cours. Si la largeur du fond de vallée

diminue avec l’altitude, la superficie des cônes de déjection, elle, diminue également et leur

exploitation cesse à hauteur de Huanta (Fig.13). Il est à noter que certains cônes de déjection

sont totalement inactifs et témoignent de périodes aux conditions climatiques différentes

d’aujourd’hui, c’est le cas au débouché de la quebrada en amont du village de Varillar à 960

m d’altitude (extrême Sud-ouest de la zone d’étude) (Photo.2).

Les sommets ne dépassent pas les 4000 mètres, l’érosion y est intermittente et se

produit principalement dans les quebradas lorsque de fortes pluies mobilisent les débris

accumulés. La vigueur de leur activation peut entraîner l’obturation de la vallée comme cela

s’est produit en mai 1934 d’après des témoins oculaires à quelques kilomètres à l’Ouest de la

zone d’étude avec la quebrada la Hormigar (Jones, 1953). Des apports torrentiels ont barré le

Rio Elqui sur une hauteur de 8 à 10 mètres, la digue naturelle n’a pas cédé immédiatement, ce

n’est qu’après dix jours qu’une brèche s’ouvrit mais il aura fallu attendre neuf années, c'est-à-

dire l’été 1943 pour qu’une crue du Rio Elqui provoquée par une brusque fusion des neiges de

la haute cordillère disperse ce qui subsistait de l’accumulation (Paskoff, 1970) (photo.3).

Photo. 2 - dépôts torrentiels du cône de

déjection de la quebrada la Hormigar plaqués

sur le versant opposé, Rio Elqui. Cliché : Houbart. A,

Orientation : Ouest, altitude : 785 m

Photo. 3- cône de déjection inactif,

quebrada à hauteur du village de Varillar.

Vallée du Rio Turbio. Cliché : Houbart. A, Orientation

Sud-est altitude : 960 m

33

- L’EST DE LA CORDILLERE DE L’ELQUI

C’est à la confluence entre le Rio Toro venant du Nord et le Rio La Laguna venant du

Sud que prend naissance le Rio Turbio à 2200 mètres d’altitude et que le relief s’élève et

devient plus escarpé. En effet, la faille Baños del Toro qui passe à l’endroit de la confluence

délimite à l’Est la haute cordillère de l’Elqui. Celle-ci se distingue très nettement de la

moyenne montagne par ses sommets aux arêtes plus fraîches, des systèmes corniche-éboulis

(photo.4) et surtout par des sommets qui dépassent souvent les 5000 mètres. L’aspect général

de la haute cordillère est massif, seuls de nombreux cirques surplombant de petites quebradas

viennent altérer cette homogénéité. Les lignes de crêtes sont partout adoucies par les

mécanismes périglaciaires qui agissent toute l’année. Les parois des cirques aujourd’hui

dépourvus de neige, sont tapissées de roches bien calibrées par l’action combinée de la

gélifraction et de la thermoclastie. La descente des débris par reptation, chutes ou coulées

sèches ,donne aux versants, (surtout au-dessus de 3000 mètres dans la vallée du Rio

Colorado), un aspect voilé. La polychromie issue des différences de lithologie et de

l’altération hydrothermale est également caractéristique de cette partie de la haute cordillère.

1.2.2 MORPHOSTRUCTURE DE LA HAUTE CORDILLERE

L’analyse sera menée à deux échelles, la première, au niveau régional afin de

développer les caractéristiques du Norte-Chico qui font de cette région une zone d’étude

privilégiée des tectoniciens et la deuxième, au niveau local au travers de coupes géologiques

transversales à notre zone d’étude.

Photo. 4- Talus d’éboulis sous corniche sur le versant Ouest

de la vallée de La Laguna. Cliché. Houbart. A Orientation : Ouest,

altitude : 3050 m

GPS : 30°10’42.59’’S 70°02’52.09’’W

34

A/ ORIGINALITES DU NORTE-CHICO

Si l’unité de la cordillère andine s’impose à l’échelle continentale, ne serait-ce que par

sa position « liminaire » et son style orogénique, on n’y discerne pas moins plusieurs

domaines structuraux. Comme dans la grande majorité des orogènes de subduction, on

distingue dans les Andes centrales (10-35°S) un domaine d’avant-arc situé entre l’arc

magmatique et la fosse de subduction, un domaine d’arc magmatique ainsi qu’un domaine

d’arrière arc. Cet agencement de domaines définit différentes unités morphostructurales

parallèles à la fosse océanique.

Dans le domaine d’avant-arc du nord du Chili, les unités longitudinales discontinues

(cordillère de la côte, dépression centrale, cordillère Principale) reflètent plus ou moins le

déplacement de l’Ouest vers l’Est de l’arc magmatique depuis le Jurassique jusqu’à sa

position actuelle acquise à la fin du Néogène, il y a 10 Ma (Coira et al., 1982 ; Allmendinger

et al., 1983). Le triptyque, cordillère de la côte, dépression centrale et cordillère, largement

représenté au Chili, ne l’est pas dans la région du Norte-Chico entre 27° et 33°S (Fig.14)

L’épaisseur de la zone sismique à moyenne profondeur (100-200 km) sur le segment 2

qui est celui qui traverse notre zone d’étude est d’environ 50 km alors qu’elle est de 30 km

pour le segment 1 et 3 (Pardo et al., 2002). Ceci induit donc la présence d’une croûte

océanique plongeante plus épaisse au niveau de la zone de subduction de la ride asismique

Juan Fernandez. Cette anomalie pourrait être associée à un métamorphisme thermal lors du

passage de la plaque océanique au-dessus du point chaud qui est à l’origine de l’archipel Juan

Fernandez et qui pourrait engendrer une compensation isostatique (Pardo et al., 2002).

Une relation de cause à effet existe entre tectonique et dispositif morphostructural le

long de la cordillère, de telle sorte que toute modification des conditions du régime de

subduction entraîne un changement de l’ossature morphotectonique et par conséquent

paysagère.

Ce sont l’ensemble de ces arguments qui permet d’expliquer en partie l’absence de

dépression centrale dans le Norte-Chico. Il convient cependant de préciser qu’il n’existe pas à

contrario de consensus scientifique pour expliquer le développement de la dépression centrale

présente dans les autres régions Chiliennes.

35

Fig. 14- Profils transversaux des Andes à 29° et 35°S. Réalisation. Houbart. A à

l’aide de l’application World Wind Java (Nasa) http://worldwind.arc.nasa.gov/java/demos/

Fig. 15- Localisation des épicentres des secousses ressenties dans la région grâce à la procédure

(JHD) (Joint hypocenter determination method) cercles noirs et les données locales non réajustées

par rapport aux données des agences internationales, cercles blancs. (Pardo et al., 2002)

36

B/ LES UNITES MORPHOSTRUCTURALES DE LA CORDILLERE DE

L’ELQUI ET LEUR EXPRESSION DE SURFACE

La haute cordillère de l’Elqui présente un style structural de type « thick skinned »

(Mpodozis & Cornejo, 1988), caractérisé par la déformation du socle en une multitude

d’antiformes et de synformes ; d’une couverture méso-cénozoïque conforme à l’Est et par la

présence de failles inverses. Ce style se manifeste par la présence de horsts et de grabens dans

la couverture céno-mésozoïque.

La figure n°16, présente les principaux domaines structuraux que l’on peut identifier

dans la haute cordillère de l’Elqui, les coupes géologiques transversales permettent

d’identifier deux zones distinctes ayant chacune une lithologie et un mode de mise en place

spécifique.

- LE BATHOLITE ELQUI-LIMARI

Dans cette région, les unités mises en place offrent un aspect massif et homogène. En

raison de la prédominance des roches plutoniques, les déformations y sont rares. La faille

Baños del Toro (Profil A-B), qui est l’accident majeur de la zone d’étude, constitue la limite

entre le batholite Elqui-Limari à l’Ouest et les formations volcaniques tertiaires de la vallée de

La Laguna à l’Est. La faille Vicuña, qui n’apparaît pas sur les profils géologiques, délimite ce

batholite sur sa partie occidentale et limite son extension à une cinquantaine de kilomètres. La

faille Baños del Toro d’orientation NNE-NS et de regard 60-80°S, est affectée d’un

déplacement relatif de deux kilomètres près du lieu dit Juntas (Mpodozis & Cornejo, 1988).

- LA ZONE ORIENTALE OU SECTEUR DU RIO LA LAGUNA

Cette région de la cordillère constitue la partie méridionale du graben El Indio, formé

dans les roches tertiaires. La partie aval du Rio Colorado (Profil E-F), c'est-à-dire celle située

entre la faille de La Laguna et celle du Rio Colorado, est typique d’une structure cassante

inverse avec présence d’un horst dont le point culminant est le Cerro Tapado (5700 m) et à

l’Est, le graben du Rio Colorado qui est lui délimité par la faille du Rio Colorado et de

l’Olivares. Ce système de failles inverses qui affecte la partie amont de la zone d’étude, date

de moins de 18 Ma (Mpodozis & Cornejo, 1988). L’une d’entre-elles, celle du Rio Colorado

affecte la formation Cerro Las Tortolas (Miocène inférieur). Il est difficile d’estimer les

mouvements relatifs de cette faille étant donné la faible extension des affleurements de la

formation volcanique Cerro Las Tortolas. Il est tout autant difficile d’affirmer la période du

début de l’activité de cette faille puisqu’il se pourrait qu’elle soit synsédimentaire ou encore

postérieure à la mise en place de l’affleurement de la Formation Cerro Las Tortolas. La

37

formation Vallecito (Miocène Supérieur), ne semble pas affectée par cette activité tectonique

Néogène.

Les formations Cerro Las Tortolas et Vallecito, au pendage horizontal et sans indices

de déformation, laissent supposer un âge de mise en place postérieur à l’activité de ces failles

inverses.

Les unités en place ayant été présentées, il est nécessaire de rappeler de façon

synthétique, les modalités de leur mise en place, et ce, grâce aux connaissances sur l’évolution

tectonique de la cordillère de l’Elqui

Fig. 16- profils transversaux et structures sous-jacentes des vallées du Rio Colorado, La

Laguna et de la confluence entre le Rio La Laguna et le Rio Toro (Juntas)

30 km

38

Fig. 17- Coupes géologiques transversales à la haute cordillère de l’Elqui

39

1.3 DESCRIPTION DES AFFLEUREMENTS ROCHEUX DE LA HAUTE CORDILLERE

DE L’ELQUI

1.3.1 LE SOCLE (PALEOZOÏQUE-TRIAS INFERIEUR), UNITE CENTRALE DU

DISPOSITIF GEOLOGIQUE REGIONAL.

Les roches appartenant au socle d’âge Paléozoïque à Trias inférieur constituent l’unité

centrale du dispositif géologique régional et de notre zone d’étude. Les unités attribuées à

celui-ci, couvrent environ 80% de la haute cordillère de l’Elqui.

A/ LE COMPLEXE METAMORPHIQUE EL CEPO

Les roches de ce complexe métamorphique offrent une grande variété lithologique,

allant de protolithes sédimentaires constitués d’esquisses aréno-pelitiques, aux cornéennes.

Elles affleurent à la manière de « roof-pendants » dans des granites paléozoïques et sont

reconnaissables par leur couleur gris foncé à brun-jaunâtre. Un seul affleurement est visible

sur la rive droite le long de la quebrada Balala à l’aval de la confluence entre le Rio Turbio

et le Rio Las Terneras (Fig.18). Dans ces roches à structure orientée prédominent les effets

d’un métamorphisme régional responsable du développement de la foliation caractérisant

ces roches. L’âge de cette unité est estimé par datation au Potassium-Argon (K-Ar) sur

biotite à 240 +/- 3 Ma (Mpodozis & Cornejo, 1988). Ce complexe est recouvert en

discordance angulaire par les roches volcaniques acides du Paléozoïque supérieur-Trias

inférieur.

B/ LES FORMATIONS SEDIMENTAIRES ET VOLCANIQUES (PALEOZOÏQUE

SUPERIEUR-TRIAS INFERIEUR)

Dans la région frontalière avec l’Argentine, que nous appellerons région du rio La

Laguna et Paso Agua Negra, affleurent des laves, des roches pyroclastiques acides et des

rhyolites, appartenant à la Formation Pastos Blancos (Fig.18). Le principal affleurement dans

la haute cordillère se situe dans la partie orientale de notre zone d’étude. La quebrada Sin Fin,

d’orientation Nord-sud et au tracé pratiquement rectiligne, conflue avec le Rio Colorado à

l’endroit où la vallée du Rio Colorado effectue un large coude pour passer d’une orientation

Nord-Sud à une orientation Sud-nord. L’affleurement est délimité de part et d’autre par deux

40

failles inverses, celle de la Laguna sur sa partie occidentale et celle du Rio Colorado sur sa

partie orientale. Le versant Nord-ouest du Cerro Olivares, point culminant de la région à 6216

m est composé de rhyolites appartenant à cette formation.

C/ LES ROCHES INTRUSIVES DU PALEOZOÏQUE SUPERIEUR-TRIAS

Les batholites du Paléozoïque supérieur-Trias couvrent environ 60 % de la zone

d’étude. La cordillère frontale du Norte-Chico (28-31°S) est constituée de trois unités

intrusives, mais seul le grand batholite Elqui-Limari affleure dans la haute cordillère de

l’Elqui. Large d’une soixantaine de kilomètres entre la localité de Rivadavia et la vallée du

Rio La Laguna, il se compose d’une centaine de plutons, classés en deux super unités

appelées, super unité Elqui et Ingaguás.

La super unité Elqui, correspond à un groupement de plutons de grandes dimensions

(une dizaine de kilomètres) localisé dans la partie occidentale du batholite Elqui-Limari. Les

roches la composant sont des granitoïdes leucocrates à mésocrates, à grains moyens, infiltrés

par un réseau de dykes basiques (Photo.5). Les affleurements les plus représentatifs de cette

unité sont situés à proximité du village de Huanta où l’on y trouve des roches leucocrates à

grains moyen ou gros, de couleur verdâtre à gris-blanchâtre, cette unité est appelée unité

Huanta. Elle est absente de la haute cordillère proprement dite, c'est-à-dire dans le Rio Toro et

le Rio la Laguna. Il est à noter que la quasi-totalité de l’incision du Rio Turbio s’effectue dans

cet affleurement.

-

Photo. 5- Dyke affectant l’unité Huanta, Rio Turbio. Cliché. Houbart. A, Orientation Nord-ouest

41

- L’UNITE COCHIGUAS

Composée d’un ensemble de plutons leucocrates à grains moyens et gros composés de

granodiorites et de monzogranites à biotite et à muscovite, elle n’affleure qu’à hauteur de la

confluence du Rio Turbio avec le Rio San Andres, au lieu dit Las Terneras. Il n’y a aucun

affleurement de cette unité dans la partie orientale de la cordillère.

A l’Ouest de la super unité Elqui, affleure la super unité Ingaguás ; les plutons qui la

composent sont hololeucrates et parmi les quatre unités de roches intrusives y appartenant,

trois sont présentes dans la haute cordillère de l’Elqui.

- LES GABBROS DE LA LAGUNA

D’extension très limitée, ils ne dépassent pas la centaine de mètres de diamètre et

n’affleurent que dans la vallée de La Laguna, à la confluence de la quebrada El Tapado avec

le Rio La Laguna.

- L’UNITÉ EL LEÓN

Elle n’affleure que sur de petites surfaces, au sommet des versants de la vallée du Rio

La Laguna, orientés à l’Est ainsi que dans la vallée du Rio Colorado où le pluton qui lui est

associé, a intrudé la formation Pastos Blancos.

- L’UNITÉ EL COLORADO

Unité la plus récente de la super unité Ingaguás, elle doit son nom à la vallée du Rio

Turbio où elle affleure. Le versant Ouest de la vallée de La Laguna est composé dans sa partie

distale de cette unité de nature monzogranitique et syenogranitique à grain grossier.

1.3.2 LA COUVERTURE MESOZOÏQUE ET CENOZOÏQUE

Les unités de roches Mésozoïques et Cénozoïques couvrent près de 20% de notre zone

d’étude. Les roches d’âge Paléozoïque-Trias inférieur représentant près de 80% des

affleurements, nous avons là, les deux principaux ensembles géologiques de la haute

cordillère de l’Elqui. Correspondant à des roches à la stratification bien marquée, leur phase

de mise en place couvre une période allant du Trias moyen au Pléistocène.

42

A/ LA FORMATION LAS BREAS

Elle se définit comme une séquence sédimentaire continentale constituée d’arénites, de

conglomérats et de lutites carbonatées. Affleurant à l’Ouest de la faille Baños del Toro, elle

est visible dans la partie aval de la quebrada El Calvario mais son affleurement le plus

représentatif se situe à deux kilomètres au Sud-ouest de Rivadavia, sur le versant Ouest de la

vallée du Rio Elqui (Limite Sud-ouest de la zone d’étude).

B/ LES STRATES DU RIO SECO

Elles ont une origine volcanique datée du Trias supérieur-Lias par stratigraphie.

Composées d’andésites, elles n’affleurent qu’à l’Ouest de la faille Baños del Toro à plus de

3000 mètres d’altitude et ne sont que très peu visibles depuis le fond de la vallée du Rio La

Laguna. Recouvrant la formation Pastos Blancos, elles sont elles-mêmes recouvertes par des

roches sédimentaires d’origine marine « strates de la quebrada El Tapado ». Ces

affleurements constituent la partie méridionale d’un affleurement longiligne discontinue de

roches volcaniques très bien développé entre 27°et 30°S.

A partir du Silurien et jusqu’au Bajocien, s’est développé dans la haute cordillère, un

cycle de sédimentation marine représenté par des dépôts principalement carbonatés et en

partie terrigènes. L’unité lithostratigraphique équivalente présente dans la haute cordillère de

l’Elqui est appelée « estratos de quebrada El Tapado ».

C/ LA FORMATION ESTRATOS DE QUEBRADA EL TAPADO (LIAS-DOGGER

INFERIEUR)

Il s’agit d’une séquence marine d’une épaisseur allant de 50 à 300 mètres, constituée

d’arénites calcaires, volcaniques, intercalées de limonites. Les biofaciès et lithofaciès

correspondent à une sédimentation de plate-forme continentale peu profonde (Nasi et al.,

1990).

Après la régression marine du Bajocien dans la haute cordillère de l’Elqui, débute un

cycle de sédimentation continentale, accompagnée d’une réactivation et d’une expansion de

l’activité volcanique andésitique.

43

D/ LA FORMATION BAÑOS DEL TORO

Les roches volcaniques et sédimentaires du Dogger-Malm affleurent très largement au

Nord-est de la haute cordillère et uniquement à l’Ouest de la faille Baños del Toro. La

formation Baños del Toro qui en est l’unique représentant affleure très largement à l’aval de

la vallée de la Laguna à proximité du lieu dit Juntas et domine sur les versants Est du Rio

Toro le long desquels l’altération hydrothermale y est développée, on y trouve également des

coulées de gypse (Photo.6).

Fig. 18- Affleurement de la formation Pastos Blancos dans la zone du Rio La Laguna et Paso

Agua Negra

Photo. 6- Coulée de gypse à l’aval d’un affleurement de la formation Baños del Toro, versant Est du

Rio Toro, Localisation : 29°57’19.8’’S 70°04’41.6’’W Altitude : 2244 m. Cliché. Houbart. A, Orientation : Est

Coulée de gypse Formation baños del toro

44

1.3.3 LES FORMATIONS VOLCANIQUES DE L’OLIGOCENE SUPERIEUR-MIOCENE

Durant l’Oligocène et le Miocène, l’axe de l’activité volcanique se déplace vers le

bord oriental du batholite Elqui-Limari. Les roches contemporaines de cette période affleurent

majoritairement dans le secteur du Rio Colorado et du Paso Agua Negra. Au nombre de trois,

elles se répartissent par ordre chronologique de mise en place par :

A/ LA FORMATION DOÑA ANA

Constituée de rhyolites et de tufs ignimbritiques, elle affleure à l’Est de la faille Baños

del Toro. Celle-ci est divisée en deux formations appelées Miembro Tilito (Tufs

ignimbritiques, rhyolites) et Miembro Escabroso (laves andésitiques et basaltiques). Au

Nord-est de notre zone d’étude, dans le secteur du Cerro de Las Tortolas (6130 m), la

Formation Doña Ana a une épaisseur de 800 à 1250 mètres et est disposée de façon

discordante sur la Formation Pastos Blancos. Les versants Ouest de la partie avale de la vallée

de La Laguna se sont formés dans les affleurements du Miembro Tilito alors que la partie

amont s’est développée dans le Miembro Escabroso.

Photo. 7- Affleurement du Miembro Tilito sur

le versant Est de la vallée du Rio La Laguna

(3150 m). Cliché : Houbart. A, Orientation : Est

Photo. 8- Cerro Las Tortolas (6130

m). Cliché : Houbart. A, Orientation : Nord-est

45

B/ LA FORMATION CERRO DE LAS TORTOLAS

Désignée ainsi par la localisation de ses affleurements (Cordon limitrophe Argentino-

Chilien) et par la présence du Cerro Las Tortolas, deuxième point le plus haut de la haute

cordillère de l’Elqui avec 6130 m (Photo.8), elle n’a fait l’objet d’aucune prospection de

terrain en raison de sa difficulté d’accés. Son âge est estimé entre 16 Ma (Miocène inférieur)

et 11 Ma (Miocène moyen-supérieur) (Nasi et al., 1990).

C/ LA FORMATION VALLECITO

D’âge Miocène supérieur, elle n’est visible que très localement à l’Est de la vallée du

RioToro. Correspondant à une séquence de brèches males consolidées, de sédiments lacustres,

de gypse et d’ignimbrites rhyolitiques, elle atteint une épaisseur de 200 m environ dans la

quebrada Las Animas au Nord-est de Juntas (Photo.9).

Outre l’ensemble de ces formations constituant le substratum rocheux de la haute

cordillère, il existe de nombreuses manifestations d’altérations affectant ces entités

géologiques à l’origine de la polychromie des versants rencontrés dans la zone d’étude.

D/ ALTERATION HYDROTHERMALE ET MINERALISATION

Ce n’est qu’à partir de 3000 mètres d’altitude environ que l’on commence à observer

des zones d’altération hydrothermale tapissant les versants. D’âge Néogène, elles sont

concentrées dans le secteur Rio Colorado et Paso Agua Negra (Fig.19).

En plus du gypse, de l’alunite, de l’anhydrite et de la jarosite, il n’est pas rare de

trouver également des dépôts de soufre dans la partie supérieure des zones d’altération

(Mpodozis & Cornejo, 1988).

Photo. 9- Affleurement de la Formation Vallecito dans la quebrada Las Animas, vallée

du Rio Toro. Localisation : 29°55’41.7’’ S ; 70°04’00.2’’ W. Cliché : Houbart. A, Orientation : Est

46

Le type d’altération dominant dans ces zones est une argilitisation généralisée des

roches volcaniques. Ces zones ont fait l’objet de prospections minières poussées ces dernières

années. Parmi les multiples zones, six zones majeures sont directement observables depuis le

fond de vallée (Photo.8). Cette altération affecte les formations de Doña Rosa et de Baños del

Toro, elle présente généralement des contacts abrupts avec les roches non altérées voisines.

Cette altération est due à l’hydrolyse de grands volumes de roches provoquée par un

flux hydrothermal profond (Maksaev et al., 1984).

Photo. 10- Zone d’altération, versant Ouest du Rio Colorado. Orientation du Cliché Nord. Cliché : Houbart. A

Fig. 19- Localisation des zones d’altération hydrothermales dans la partie amont de la zone

d’étude.

47

Fig. 20- Schématisation de l’organisation stratigraphique présente dans la haute cordillère de l’Elqui

48

1.4 SYNTHESE DES CONNAISSANCES SUR L’EVOLUTION PALEOTECTONIQUE

RECONSTRUCTION PALEOTECTONIQUE D’UNE MARGE ACTIVE

La marge Ouest du continent Sud-Américain a fonctionné durant une grande partie de

son existence de façon active. Du Protérozoïque supérieur au Paléozoïque supérieur, son

évolution a été ponctuée par l’accrétion localisée et ponctuelle de panneaux lithosphériques

ainsi que par la migration vers l’Ouest d’arcs magmatiques, ce qui conduit à dénommer cette

période : période de collision « collisional history » (Charrier et al., 2007). L’évolution post-

triasique se caractérise par une contraction vers l’ouest de la marge continentale, conséquence

de l’emboîtement successif de panneaux de croûte ainsi que d’une migration vers l’Ouest

d’arcs magmatiques et de phénomènes de subsidence en avant de la chaîne pré-Andine, et

ceci, en relation avec la surcharge engendrée par le poids du prisme d’accrétion. Certains

auteurs qualifient cette période d’érosive. La phase intermédiaire comprise entre le Permien

supérieur et le trias correspond à un épisode de faible vitesse de subduction voire

probablement d’un blocage (Charrier et al., 2007) ce qui se traduit par une géographie des

grandes unités structurales, et par voie de conséquence topographiques totalement différentes

de celles que l’on retrouve au Chili au Quaternaire.

Il est possible de différencier différentes phases dans l’évolution tectonostratigra-

-phique des Andes Chiliennes que l’on peut résumer par l’évolution du super continent

Gondwana avec, (1) une dislocation de la Pangée, (2) la formation du Gondwana par

accrétion et (3), la dislocation du Gondwana. Ces trois phases se subdivisent en divers cycles

orogéniques de durée limitée, séparés les uns des autres par des discontinuités régionales ou

changements paléogéographiques traduisant certaines évolutions majeures de cette marge

active.

49

1.4.1 LE CYCLE OROGENIQUE PRE-ANDIN (PERMIEN SUPERIEUR-JURASSIQUE

INFERIEUR)

Le terme de Pré-andin est utilisé pour le cycle orogénique postérieur à la phase finale

d’assemblage du supercontinent Gondwana et antérieur au développement de l’arc

magmatique du Jurassique inférieur qui constitue l’ossature du relief actuel. Il nous a paru

judicieux d’écarter cette période dans cette présentation.

A/ DEVELOPPEMENT D’UN REGIME EXTENSIF

Ce cycle se différencie du précédent et du suivant (respectivement du Gondwana et de

l’Andin) par des conditions géotectoniques le long de la marge active complètement

différentes ; le début de ce cycle tectonique se caractérise par une situation de subduction

normale qui induit la formation progressive d’un prisme d’accrétion le long de la cordillère

côtière du Carbonifère supérieur au Trias supérieur (Fig. 21). La seconde partie de ce cycle se

manifeste par un ralentissement voire un arrêt de la subduction. Cet arrêt est couplé à une

immobilisation du Gondwana (conclusion du paléomagnétisme) (Vilas & Valencio, 1978), ce

qui a pour effet notable l’accumulation de chaleur dans la partie supérieure du manteau, la

fonte de la croûte inférieure et la production de grandes quantités de magma le long de la côte

nord Chilienne (Mpodozis & Kay, 1990 ; Llambias, 1999 ; Llambias, 2001). L’amincissement

crustal en résultant induit le développement d’un régime extensif favorisant à son tour la

formation de bassins d’extension d’orientation NNW-SSE (Charrier, 1979 ; Mpodozis &

Ramos, 1989 ; Stipanicic, 2001). Favorables à la sédimentation, ces bassins sont à l’origine

dans le Norte-Chico de la formation continentale Tres Cruces que l’on trouve à plus de 3000

mètres d’altitude dans les Quebradas du Rio Seco et El Tapado. Cette formation correspond

au stade le plus tardif de la sédimentation qui s’est mise en place sur la plate-forme

continentale (Charrier et al., 2007); elle consiste en une succession de congloméras, de grès et

de limons micritiques. Les dépôts volcaniques surincombants représentent dans cette région

des dépôts d’un arc distal répondant à une reprise progressive de la subduction prémice du

cycle orogénique suivant (Andin).

50

B/ AMINCISSEMENT CRUSTAL ET VOLCANISME

En marge des dépôts volcaniques cités ci-dessus, d’autres dépôts de même nature sont

reportés et ont fait l’objet de nombreuses publications depuis (Thiele, 1964). Ces corps

intrusifs affleurent entre 24°S et 31°S (Mpodozys & Forsythe, 1983 ; Nasi et al., 1990) et

d’après Mpodozis & Kays (1990), entre 27°S et 31°S, ils forment une ceinture granitique

continue dont la pétrographie et la géochimie traduisent une origine liée aux conditions

d’amincissement crustal et de fonte partielle du manteau inférieur. L’activité magmatique est

principalement représentée par le groupe rhyolitique Choiyoi présent dans la cordillère

Frontale du Chili et de l’Argentine entre 27° et 34°S bien que le volcanisme se soit développé

de 20° à 42°S (Fig.22). Les roches volcaniques du groupe Choiyoi sont associées à des roches

plutoniques superficielles de composition rhyolitique à dacitique. Les roches plutoniques du

Batholite Elqui-Limari qui affleurent dans notre zone d’étude ont été subdivisées en deux

complexes : celui de l’Elqui (Carbonifère supérieur-Permien) et celui d’Inguagas (Permien-

Trias supérieur). Le complexe d’Inguagas qui est de la même période que le groupe Pastos

Blancos comprend trois unités que sont : El leon, El Colorado et La Laguna. Ces unités sont

Fig. 21- Profils transversaux schématiques de la marge Sud Américaine entre 29° et 33° S

durant le Carbonifère et le Jurassique inférieur d’après (Nasi et al., 1990)

51

composées essentiellement de granodiorites à biotites-hornblende ainsi que de monzogranites

à l’exception des gabbros de La Laguna.

La reprise progressive de la subduction au Jurassique inférieur marque la fin de la

phase dite Pré-Andine et le début du cycle tectonique Andin.

1.4.2 LE CYCLE OROGENIQUE ANDIN (JURASSIQUE INFERIEUR A AUJOURD’HUI)

C’est manifestement durant cette période que l’organisation des grandes unités

structurales du Chili actuel (au nord de 27°S et au sud de 33°S) s’est mise en place.

A/ ACQUISITION PROGRESSIVE DE L’ORGANISATION STRUCTURELLE ACTUELLE

Le commencement de ce nouveau cycle est caractérisé au nord du 39°S par le

développement d’un arc magmatique parallèle à la marge Ouest du Gondwana couplé à un

bassin d’arrière arc sur son flanc Est. Durant la période allant du Crétacé supérieur au

Cénozoïque, le relief s’organise de la façon suivante : un arc magmatique qui tend à se

déplacer vers l’Est et le développement de bassins d’avant-pays sur le flanc Est de cet arc.

Chacune de ces entités du relief correspond à une période majeure que l’on appelle

« précoce » pour la première et « tardive pour la seconde (Coira et al., 1982).

Chacune de ces phases peut également être subdivisée en de plus petites phases se

différenciant les unes des autres par des changements paléogéographiques. Ces changements

sont la conséquence de modifications dans les propriétés de la convergence et de la

subduction.

Afin de simplifier l’explication de cette phase tectonique, il est possible de la résumer

en trois périodes : (1), Jurassique inférieur-Crétacé supérieur ; (2), Crétacé supérieur-

Paléogène inférieur et (3), Paléogène supérieur-Aujourd’hui. Certaines de ces phases ont été

elles-mêmes subdivisées.

Les conditions extensives prévalaient durant la première phase du cycle orogénique

Andin (Fig.22) comme le démontrent les données géochimiques et une importante épaisseur

de dépôts volcaniques. Dans ce contexte tectonique, des déformations crustales se sont

produites à la fois dans l’arc magmatique et dans la région d’arrière-arc plus à l’Est. Un terme

a été mis à cette première phase par une déformation liée à une phase compressive au

52

Jurassique supérieur, laquelle, a eu pour incidence le basculement du bassin d’arrière-arc

jusqu’à une inversion et provoqué une discordance majeure à l’échelle régionale.

La deuxième phase (Crétacé supérieur-Paléogène inférieur), voit certaines interactions

entre les plaques tectoniques se développer le long de la marge continentale du continent Sud-

Américain. Ces changements sont imputés d’après (Larson, 1991) à une réduction de l’angle

de subduction sous la croûte continentale. La paléogéographie se met alors à changer, l’arc

magmatique migre vers l’Est de façon significative, la subduction se réalise de façon oblique

induisant la formation de contraintes à l’origine de décrochements dextres liés à des

phénomènes de transtension. Une ultime phase compressive que l’on nomme (phase Incaïque)

marque la fin de cette deuxième phase (Eocène) et engendre la formation d’une cordillère

appelée Incaïque.

La troisième et dernière phase (Paléogène supérieur-Aujourd’hui), correspond à la

période durant laquelle l’orogène Andin va acquérir sa configuration actuelle. C’est à ce

moment là que le soulèvement va réellement se mettre en place, l’arc volcanique acquiert sa

position actuelle. Au Miocène inférieur, la ride asismique Juan Fernandez entre en collision

avec la marge continentale au sud du Pérou et le nord du Chili. En raison de l’orientation Est-

Ouest de la subduction depuis 26 millions d’années environ, le point d’impact a migré vers le

sud à une vitesse de 200 km par million d’année (Yanez et al., 2002). La déformation des

dépôts de la phase précédente a eu lieu à l’Eocène, à la fin d’une période de convergence

rapide (atteignant plus de 10 cm/an entre 49.5 Ma et 42 Ma) (Pilger, 1984). Après cette

période au taux de convergence rapide, le déplacement relatif de la croûte océanique et de la

croûte continentale s’effectuait presque parallèlement à la marge continentale et le taux de

convergence s’est peu à peu mis à diminuer et ce, jusqu’à 26 Ma.

L’inversion et le soulèvement résultant de la formation de la cordillère Incaïque ont pu

se mettre en place le long de faisceaux de failles d’orientation NNE-SSO à vergence Est et

Ouest. Les sédiments issus de l’érosion de cet orogène se sont par conséquent retrouvés

piégés au fond de bassins situés de part et d’autre de l’unité soulevée. Il est frappant de

remarquer que la totalité des unités mises en place de l’Eocène à aujourd’hui affleurent dans

toutes les unités morphostructurales de notre zone d’étude mais, paradoxalement, la

répartition des dépôts est quant à elle tributaire de l’une des caractéristiques du Norte-Chico à

savoir l’absence de dépression centrale.

Le volume montagneux actuel et sa mise en place reste largement discuté et les études

se focalisent sur le soulèvement Oligocène-Miocène avec des taux atteignant les 2.5 -+ 1.0 km

entre 10 et 6 Ma (Ehlers & Poulsen, 2009). Il existe des traces évidentes que l’avant-arc des

53

Andes Centrales avait une altimétrie inférieur d’environ 1000 m durant le Miocène moyen

comme le démontrent les nombreuses terrasses marines situées à environ 1000 m amsl qu’il

est possible d’observer le long du littoral Chilien au dessus de 30°S. L’incision résultant de

ce soulèvement s’est également accélérée et il semble que le travail d’incision des cours d’eau

ait connu une phase active jusqu’à la fin du Pliocène et que la grande partie de l’incision

aujourd’hui visible soit à imputer à cette période (Schildgen et al., 2009 ; Regard et al., 2010).

Les surfaces d’abrasion marines suggèrent cependant que le soulèvement de l’avant-arc était

relativement continu durant le Quaternaire supérieur à l’exception des péninsules et des

régions affectées par la subduction de la Ride de Nazca. En effet, elles attestent d’une reprise

du soulèvement depuis au moins 400 ka suite à une période de subsidence au Pliocène

(Regard et al., 2010) Cette reprise récente du soulèvement induit inévitablement des

répercussions dans la cordillère Principale en termes de sismicité, d’évolution et de stabilité

des versants pourvoyeurs de matériel. La réponse érosive au soulèvement se manifeste

également dans la propagation en amont du knickpoint « knickpoint retreat » depuis la

bordure de la surface soulevée à une vitesse comprise entre 10 et 40 mm a-1

dans les Andes

centrales Chiliennes (33°-35°S) (Farías et al., 2008).

Morphostructure et géologie étant étroitement liées, cette présentation du cadre

structural était nécessaire afin de mieux comprendre l’agencement spatial des affleurements

rocheux de la zone d’étude.

54

Fig. 22- Différents régimes tectoniques dans les Andes centrales (30°S) ; passage d’un régime extensif à un

régime compressif au Crétacé moyen. Source : Réalisé et adapté d’après (Ramos & Aleman, 2000).

55

CHAPITRE 2

ANALYSE CLIMATIQUE

La présente étude géomorphologique de la cordillère de l’Elqui ne serait complète sans

une présentation et une explication des éléments climatiques à l’origine des traits paysagers de

la zone d’étude, de la préservation des formes et de leur évolution actuelle. Ce chapitre 2

propose également une clé de compréhension aux diverses fluctuations climatiques ayant

affecté cette région du Chili durant le Quaternaire. Deux temps seront proposés dans la

présentation :

- Présentation du climat actuel, des mécanismes climatiques à l’origine des

caractéristiques du climat semi-aride actuel et de l’impact du relief sur le zonage

climatique.

- Présentation des connaissances actuelles sur l’évolution climatique quaternaire à

l’échelle nationale et continentale et de son influence sur le relief.

Ce chapitre permettra de poser les bases à la compréhension de la réponse du relief

aux variations environnementales quaternaires, question centrale de cette étude.

56

2.1 PRESENTATION DU CLIMAT ACTUEL

2.1.1 LES MECANISMES CLIMATIQUES ACTUELS

Les masses d’air se définissent par leur lieu d’origine ainsi que par les modifications

qu’elles connaissent au cours de leurs déplacements. Deux types de masses d’air agissant sur

le climat du Norte-Chico sont identifiables : la masse d’air polaire et tropicale. Leur

déplacement est conditionné par le positionnement de zones anticycloniques et

dépressionnaires ainsi que par certains obstacles dont font parti les orogènes (Fig.23).

A/ DESCRIPTION SYNOPTIQUE

La vallée de l’Elqui est influencée par une cellule de hautes pressions subtropicales

située face à la côte du Chili et qui varie en latitude selon les saisons. Cet anticyclone

explique en grande partie la sécheresse en raison de la subsidence et de la stabilité de l’air,

mais aussi parce qu’il met à l’abri la région des influences marines apportées par les centres

d’actions dépressionnaires venus du Sud-ouest (Fig.23). Il faut en effet, noter la quasi absence

de centres anticycloniques au sud du 45-50°S. Cette zonalité prévaut en général pour

Fig. 23- Schématisation de la circulation atmosphérique sur le Chili et du courant de Humboldt.

Réalisation : Houbart. A, (fond de carte Google map)

57

l’ensemble de l’hémisphère sud. Les hautes pressions dominent en été (décembre à mars)

lorsque l’anticyclone gagne en latitude, rejetant vers le sud la zone des Westerlies. Sa position

hivernale (Juin à septembre) plus septentrionale permet de temps à autre la remontée du front

polaire dont les dépressions peuvent arriver jusque dans le Chili semi-aride (Paskoff, 1970).

Les deux principales masses d’air qui intéressent le Norte Chico sont : l’air tropical et

l’air polaire. L’air tropical est apporté par l’anticyclone du Pacifique sud qui apporte un taux

d’humidité absolue faible par le Sud-ouest. Le temps stable et ensoleillé qui en résulte peut-

être altéré en hiver (Mai-août) par l’arrivée d’air polaire maritime, frais et humide. Cette

situation prévaut lorsque les conditions anticycloniques sont brièvement interrompues en

raison de la remontée vers le nord de l’anticyclone.

Le front polaire du Pacifique Sud qui est à l’origine des perturbations que l’on

rencontre dans le Sud du Chili peut parfois affecter le Norte-Chico lorsque sa position est

suffisamment septentrionale. Cette situation peut se produire l’hiver et perdurer quelques

jours (Paskoff, 1970).

Cette distribution des dynamiques atmosphériques engendre sur le Norte-Chico, un

climat de type semi-aride qui reçoit annuellement 150 à 400 mm de pluie. Cette pluie répond

à une double irrégularité dans le temps, à la fois annuelle et interannuelle, caractéristique des

zones de dégradation aride du climat méditerranéen (Paskoff, 1970). En effet, les mois de

Mai, Juin, Juillet et Août reçoivent environ 85 % des précipitations annuelles. Novembre,

décembre et janvier, février et mars ne reçoivent pratiquement pas d’eau, environ 3% du total

annuel (Fig. 25).

La Serena, par exemple, a une moyenne pluviométrique annuelle de 127,1 mm. Elle

a cependant reçu 411,6 mm en 1888 mais seulement 7 mm en 1920 (Paskoff, 1970). Il est

intéressant de noter que dans le Norte-Chico, tous les mois de l’année peuvent avoir une

pluviométrie nulle.

- IMPACT DES COURANTS MARINS

Les températures dans la région du Chili semi-aride sont largement influencées par la

circulation marine et en particulier par le courant de Humboldt (Fig.23) qui est une pièce

majeur dans la circulation océanique de l’Océan Pacifique. Pour preuve, une anomalie

thermique de - 3,7 °C est enregistrée à Coquimbo (29° 55’S) par rapport à sa latitude. La

faible diminution des températures d’hiver en remontant la vallée de l’Elqui est également à

58

mettre à l’actif de l’influence du courant de Humboldt. Vicuña, par exemple, située à 610 m

d’altitude et à 50 km de l’Océan possède une moyenne de juillet inférieure de 0,2°C

seulement à celle de La Serena, station côtière située au niveau de la mer (Paskoff ,1970).

Il existe également dans cette partie du Chili, un très fort contraste entre la bande

côtière baignée par le courant de Humboldt, nuageuse et brumeuse jusqu’en début de matinée

et cela sur une bande de 10 à 20 km et l’intérieur fortement ensoleillé et peu humide. Le

brouillard persistant de début de journée et de fin d’après-midi sur le littoral est appelé au

Chili, (Camanchaca). Il n’est pas rare de voir cette brume avancer depuis la ville de La Serena

jusqu’à la ville de Rivadavia située à l’extrême Sud-ouest de la zone d’étude. Ce phénomène

naturel lié à la saturation de l’air en humidité en relation avec le fort contraste thermique

existant entre l’air et l’eau, explique pour partie, la présence d’un vestige de forêt luxuriante

(Parc national Bosques de Fray Jorge) (30°40’19’’S) composée d’espèces xérophiles et de

plantes qui ne poussent habituellement que sous les latitudes tropicales.

- EFFETS D’EL-NIÑO

Ce phénomène couplé océan-atmosphère est aussi connu sous les initiales ENSO de

l’expression anglo-saxonne El-Niño Southern-Oscillation. El-Niño, désigne la composante

océanique du phénomène ; ce nom vient de la fête de Noël, période de l’année où débute

souvent ce phénomène : en espagnol, El-Niño désigne le petit garçon. Le long des côtes de

l’Equateur, du Pérou et du nord du Chili, durant l’été austral, les températures des eaux de

surface sont plus élevées que le reste de l’année. Ce phénomène se produit de façon cyclique,

mais certaines années, le différentiel de pression est plus marqué et l’accroissement des

températures dans l’est de l’océan est plus important (4 à 6°C de plus que les autres années) et

cette anomalie peut durer plus longtemps. Les scientifiques réservent l’expression ENOA (ou

ENSO) à ces événements (Beltrando, 2004).

Le plus souvent, sous les basses latitudes, la pression est plus élevée sur la partie

centrale et orientale du Pacifique que sur la partie occidentale. Les alizés soufflent de l’Est

vers l’Ouest de l’océan, ce qui a pour effet de pousser l’eau chaude superficielle de l’est et du

centre vers l’ouest. La thermocline a une profondeur d’environ 200 mètres à l’ouest de

l’océan et d’environ 50 mètres à l’est, où des eaux froides remontent des couches profondes

de l’océan (upwelling). Dans ces cas-là, la surface de l’océan est plus élevée à l’ouest, près

des côtes asiatiques, qu’à l’est près des côtes sud américaines (Fig.24). Alors qu’il pleut

beaucoup moins que les autres années dans l’Est du Pacifique, l’air est très humide et les

orages sont fréquents dans l’Ouest de l’océan. Dans le cas extrême, la surface de l’océan est

encore plus élevée à l’Ouest, et la pente de la thermocline s’accentue encore plus ; Philader

(1975) a appelé cette situation La Niña.

59

Lorsqu’un événement ENOA se produit, la différence de pression diminue entre l’est

et l’ouest du Pacifique, les alizés sont donc moins forts (les vents peuvent même être de sens

opposé dans les cas extrêmes). La thermocline est moins profonde à l’Ouest et plus profonde

à l’Est de l’océan, les eaux chaudes superficielles limitent fortement les remontées d’eaux

froides à l’est de l’océan. Dans le centre et l’Est de l’océan, l’atmosphère se réchauffe et

devient plus instable. Dans les situations extrêmes comme en 1982-83, la pression finit par de

venir plus faible dans l’Est que dans l’Ouest, et les vents de surface changent de direction.

L’eau chaude accumulée à l’Ouest (sous l’action des alizés) reflue alors vers l’Amérique du

Sud et engendre une évaporation à l’origine de précipitations importantes (Beltrando, 2004).

L’origine de ce phénomène demeure mal connue et reste discutée ; plusieurs théories

faisant intervenir des rétroactions thermiques et dynamiques ont été avancées pour tenter

d’expliquer ce phénomène. Certains pensent que le phénomène trouve son explication dans

l’océan Pacifique, pour d’autres des facteurs externes à ce bassin peuvent expliquer des

phénomènes océano-atmosphériques du Pacifique (Beltrando, 2004).

Un tel phénomène d’ampleur hémisphérique ne pouvait être mis à l’écart de la

présentation climatique globale de cette région du Chili à la fois parce qu’il fait partie

intégrante du système couplé Océan-Atmosphère, qui régule le climat général de la région,

mais également en raison du rôle qu’il peut jouer sur le relief par son action morphogène liée

au développement de périodes pluvieuses.

Fig. 24- Schématisation du phénomène

El-Niño (Brahic et al., 2006)

60

- IMPACT OROGRAPHIQUE SUR L’AÉROLOGIE

Il est frappant de constater la différence de vitesse d’écoulement de l’air entre le

littoral et la haute cordillère de l’Elqui. En effet, à la réduction du volume offert à

l’écoulement de l’air provoquée par l’orogène, s’ajoute une circulation d’origine

thermodynamique. Le réchauffement par l’insolation matinale affecte d’abord les hauts

versants. L’air réchauffé subit une expansion vers le haut, ce phénomène est qualifié de brise

de montagne ou adiabatique. Le déclenchement des brises montantes à l’échelle d’une grande

vallée telle que celle de l’Elqui provoque un appel d’air que vient combler une advection

venue de l’aval (Vigneau, 2000). Au cours de la matinée, s’installe donc une brise de vallée,

en direction de l’amont. Les cultures viticoles sont protégées de ce phénomène quotidien par

des parts-vents (Photo.1).

2.2.2 LE CLIMAT LOCAL ET SES INFLUENCES

A/ LE COMPORTEMENT CLIMATIQUE DANS LA HAUTE CORDILLERE DE L’ELQUI

La faible nébulosité ainsi que l’altitude élevée de la cordillère, engendrent une

radiation effective élevée l’été, avec une moyenne annuelle de 210 à 220 kcal/cm. Celle-ci

augmente de 70-75 kcal/cm l’été et ne diminue que de 35-40 kcal/cm l’hiver. La moyenne

annuelle de l’évaporation réelle oscille entre 100 et 200 mm, avec une évaporation potentielle

>1300 mm. La température moyenne est à son plus bas entre les mois de mai et août et au

plus haut durant les mois de Janvier et Février (Fig.25) et les vents oscillent entre 5.5 et 32.5

m/s (Cepeda, 2008).

La pluviométrie annuelle est d’environ 200 mm et les précipitations neigeuses

représentent près de 96% du total. La zone de l’étude la plus affectée par ces précipitations est

celle du Rio Colorado et du Paso Agua Negra, située à plus de 3000 m d’altitude. Les

variations thermiques annuelles sont importantes, un exemple, sur la période 1981-2007, la

station nivo-météorologique de la compagnie minière El Indio (3750 m) a enregistré un

extrême positif à 23.6 °C et un extrême minimal de -21.4°C (Cepeda, 2008). A des altitudes

plus basses (<1000 m), les précipitations se font plus rares, à Huanta, petit village situé dans

la vallée du Rio Turbio, la moyenne annuelle y est de 73.9 mm (Fig.25)

61

0

5

10

15

20

25

0

10

20

30

40

50

J A S O N D J F M A M J

diagramme ombrothermique (Huanta)

précipitations en mm températures en °C

C°

Fig. 25- Diagramme ombrothermique, secteur du Rio Turbio, localité de Huanta d’après les données

de Cepeda, (2008).

Fig. 26- Variation mensuelle de la température de l’air (a) ; de l’humidité relative (b) ; des

précipitations totales (c) sur la période 1981-2007.

(Station nivo-météorologique de la compagnie minière El Indio) altitude : 3750 m

pré

cip

itat

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C°

Mois

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62

- PRECIPITATIONS OROGRAPHIQUES

L’une des caractéristiques des Andes du Chili semi-aride est le contraste Ouest-est

entre les précipitations annuelles relativement peu abondantes dans la cordillère de la côte et

celles de la cordillère principale orientale. Ce gradient Ouest-est indique une dépendance

prononcée des précipitations des Andes semi-arides au facteur orographique. C’est entre

28°30' et 30°30'S que le contraste est le plus important avec un rapport de 1 à 4. Cette zone

couvre le bassin versant des Rivières Elqui et Huasco.

Deux facteurs additionnels aux précipitations engendrées par des flux frontaux

provenant de l’Océan Pacifique renforcent cette dépendance orographique. Premièrement,

l’effet d’obstacle provoqué par la cordillère force les masses d’air à s’élever et à condenser,

les taux de précipitation sont donc plus élevés dans la cordillère principale que dans la

cordillère littorale. Deuxièmement, des masses d’air provenant du bassin amazonien brésilien

apportent sur les versants de la cordillère principale orientale, chaleur et humidité.

La station météorologique située au barrage de La Laguna à 3160 mètres d’altitude

permet de connaître les taux de précipitation dans la cordillère principale orientale et de les

comparer aux données observées dans les zones les plus basses du bassin du Rio Elqui. Les

valeurs dépassent ainsi les 160 mm/an dans la cordillère principale orientale et sont

inférieures à 110 mm/ an plus à l’Ouest. Les données météorologiques recueillies de mars

1998 à février 1999 sur le glacier El Tapado par (Begert, 1999) indiquent une humidité

supérieure durant les mois de Décembre et Janvier (été austral) qu’entre les mois de Juillet et

Octobre (hiver austral). Cet auteur a également démontré que la part des précipitations

convectives dans le total des précipitations annuelles du bassin versant du Rio Elqui

augmentait l’été avec l’altitude. Cependant, la courte période sur laquelle a porté l’analyse

ainsi que les fortes variations interannuelles des taux d’humidité ne nous permettent pas

d’extrapoler ce résultat sur le long terme (Aguilar Martorell, 2010).

Ce gradient pluviométrique s’accompagne également d’autres gradients contrôlés par

l’effet barrière du relief. Il s’agit des gradients thermiques, radiatifs et édaphiques verticaux

qui engendrent inévitablement un étagement des éléments physiques du milieu que l’on

schématise en étages morphoclimatiques.

63

B/ L’ETAGEMENT MORPHOCLIMATIQUE A L’ECHELLE LOCALE

Quatre étages morphoclimatiques sont identifiés dans la haute cordillère de l’Elqui :

- L’ETAGE PRE-ANDIN

Avec 2700 m environ comme limite supérieure dans la zone d’étude. L’érosion y est

intermittente et se produit principalement dans les quebrada et les cônes d’accumulation aux

pieds des versants sont l’œuvre de l’accumulation de débris issus des parois rocheuses. La

neige n’intervient que très rarement dans la redistribution des éléments sur les versants et les

quebrada. Une végétation de type arbustive (Prosopis Chilensis) (photo.11), clairsemée et

tapissée de façon sporadique par Atriplex deserticola, (plante tapissante) caractérise cet

espace. Il n’est pas rare d’observer des formations arbustives plus développées en fonds de

vallée (Zavala & Trigos) dans (Cepeda, 2008,).

- L’ETAGE SUBANDIN : (2700-3500 M)

Cet étage est caractérisé par des gelées nocturnes quasi quotidiennes, les lithosols sont

la règle et la végétation arbustive ne dépasse pas 1.5 m de hauteur. Les espèces typiques

rencontrées sont Adesmia hystrix et Ephedra breana accompagnées par les herbes dites

pérennes Stipa chrysophylla ou (coirón).

- L’ETAGE ANDIN INFERIEUR : (3500-4250 M)

En proie à une gélifraction poussée ainsi qu’à des déplacements de terrain par

gélifluction, cryoturbation, la végétation y est dominée par les mousses et certaines espèces

subarbustives, Adesmia subterranea, Calceolaria pinifolia, Azorella cryptantha, Adesmia

aegiceras, Adesmia echinus et Cristaria andicola (photo.11).

- L’ETAGE ANDIN SUPERIEUR : (4250-4450 M)

Les espèces y sont rares, elles correspondent à de petites herbes annuelles comme la

Chaetanthera sphaeroidalis. Cette raréfaction est liée à la présente d’un pergélisol, de

températures nocturnes très basses, d’un vent parfois violent et d’une radiation en ultra-violets

importante.

64

Prosopis chilensis Adesmia hystrix Adesmia

Photo. 11- Principaux végétaux présents dans la haute cordillère de l’Elqui. Source : utilisation des

photographies avec l’autorisation du laboratoire de botanique UMS 2925 CNRS UJF de la Station Alpine Joseph Fourier (France)

Après avoir présenté les processus climatiques et leurs influences à l’échelle régionale

puis locale, il nous est à présent nécessaire de présenter un état des lieux des connaissances

scientifiques actuelles, sur l’évolution de ce climat durant le Quaternaire. Celles-ci,

permettront ou non, une meilleure compréhension du calendrier de mise en place des formes

et modelés de la haute cordillère de l’Elqui à condition bien entendu que celles-ci soient liées

à des éléments déclencheurs d’origine climatique.

Fig. 27- Carte des étages morphoclimatiques avec les isohyètes de la haute cordillère de l’Elqui Réalisation.

Houbart. A

65

2.2 PRESENTATION DES CONNAISSANCES ACTUELLES SUR L’EVOLUTION DU

CLIMAT AU COURS DU QUATERNAIRE AU CHILI ET EN AMERIQUE DU SUD

Les Andes centrales arides d’Amérique du sud sont une zone clé pour l’étude des

variations climatiques du Quaternaire, en raison de leur situation entre les régions affectées

par le système de circulation atmosphérique tropical au nord de la diagonale aride et celles

affectées par la circulation atmosphérique extratropicale, au sud de celle-ci (Zech, 2006a).

Certaines études récentes commencent à apporter certains éléments de réponse sur les

variations climatiques qui ont affectée le Norte-Chico mais les résultats demeurent

parcellaires et peuvent aboutir à certaines contradictions.

2.2.1 EVOLUTION QUATERNAIRE DU CHILI

A/ AU NORD :

L’altiplano, favorable au développement de lacs (lagunas) endoréiques, permet par

l’étude des sédiments lacustres, de mettre en évidence des phases climatiques avec plus ou

moins de précision (variation d’humidité, températures plus ou moins élevées…). L’étude de

Grosjean et al., (1997), par l’analyse de la composition chimique et des faciès sédimentaires

des dépôts lacustres de la Laguna del Negro Francisco, située à 27°28’S/69°14’W, 4125 m

d’altitude, révèle l’histoire paléoclimatique de l’Holocène moyen et supérieur du sud de

l’Altiplano Chilien. On peut en déduire qu’une phase d’aridité a existé à l’Holocène moyen,

entre 6 ka B.P et 3,8 ka B.P et que les taux de précipitation étaient sensiblement moins élevés

qu’aujourd’hui d’environ 250 mm/ an.

Cette phase sèche a été interrompue à deux reprises avec une cyclicité de 200 ans

environ. L’humidité augmenta après 3800 B.P pour atteindre un maximum entre 3 ka et 2.6 ka

B.P, une deuxième phase eu lieu entre 2200 et 1800 B.P avec des taux d’humidité plus élevés

qu’actuellement. Cette humidité semblerait provenir d’apports océaniques Pacifiques.

(Betancourt et al., 2000) ont également conclus leur étude des sédiments du Désert d’Atacama

par la mise en évidence d’une augmentation de l’humidité après 3 ka B.P.

66

B/ NORTE-CHICO :

Plusieurs études permettent de dégager une évolution des conditions climatiques

durant le Quaternaire aux moyennes latitudes et dans le Norte-Chico (Lamy et al., 1998 ;

Grosjean et al., 1998 ; Lamy et al., 1999 ; Ginot et al., 2006 ; Zech et al., 2007). L’étude de

carottages réalisés sur la plateforme continentale au large des côtes Chiliennes à 33°S (Lamy

et al., 1999) propose grâce à l’étude de la distribution des minéraux argileux, de leur nature et

de la taille des grains, un enregistrement des fluctuations climatiques pendant 28 000 ans. La

période glaciaire comprise dans l’hémisphère sud entre 28 ka et 18 ka cal B.P fût marquée par

des conditions froides et humides avec une phase intermédiaire froide et sèche entre 26 et 22

ka cal B.P.

Il existe pour l’explication des conditions climatiques durant le maximum glaciaire,

deux thèses : la première, postule pour la remontée vers des latitudes plus basses (>5°) des

Westerlies, apportant davantage d’humidité sur les Andes centrales. La deuxième préfère

parler de conditions arides et froides à l’exception d’une bande comprise entre 43° et 45°S.

Durant l’Holocène moyen (8-4 ka cal B.P), les conditions climatiques ont été plus

stables et l’installation progressive de conditions arides sur la cordillère du littoral semble

s’être produite. Les résultats d’une analyse des sédiments lacustres de la Laguna Aculeo

(34°S) (Bettina et al., 2002) vont également dans cette direction, proposant une période aride

entre 9500 et 5700 cal B.P. Maldonado & Villagran (2002) à travers une étude palynologique

à Nague (31°50’S ; 71°28'W) ont également mis en avant une phase plus aride comprise entre

6.2 et 4.2 ka cal B.P.

L’Holocène supérieur (4 ka - 0 cal B.P) a été marqué par des conditions moins stables

et surtout plus humides. L’alternance de phases humides et arides durant l’Holocène supérieur

est également attestée par les résultats de (Lamy et al., 1998) qui ont analysé les sédiments

hémipelagiques présents à 27.5 °S sur le talus continental. Certains épisodes sporadiques et de

très forte intensité (flash-flood) semblent s’être produits lors de cette période. Il semblerait

d’après (Bettina et al., 2002) que les conditions prévalant aujourd’hui se soient mises en place

et stabilisées vers 3.2 ka cal B.P.

L’Holocène supérieur a très certainement connu une intensification des précipitations

comme l’a démontré (Veit, 1996) d’après une étude géomorphologique et pédologique dans le

Norte-Chico. (Grosjean et al., 1998) ont mis en évidence grâce à la datation de matière

organique présente sous un système morainique dans la vallée Encierro à 29°S, une avancée

67

glaciaire datant de moins de 2.6 ka B.P. Cette avancée a permis au glacier d’atteindre 60% de

sa superficie maximale atteinte durant le Pléistocène supérieur. (Ginot et al., 2006) en arrivent

à la même conclusion, le glacier El Tapado, situé à l’extrême amont de notre zone d’étude,

face du Paso Agua Negra se serait développé après l’Holocène moyen puisqu’il n’aurait pas

pu supporter les conditions arides de cette période. Nous reviendrons sur cette interprétation

ultérieurement.

C/ AU SUD :

Les carottages effectués à 41°S mettent en évidence une augmentation des

températures des eaux de surface ainsi que de la salinité, ce qui coïncide avec une baisse de la

productivité de matière organique entre 8000 et 4000 B.P. Les apports d’eau continentale

diminuent également durant cette période (Kaiser et al., 2005) ce qui vient corroborer les

résultats de l’étude réalisée à 33°S (Lamy et al., 1999) proposant une diminution des

précipitations durant l’Holocène moyen. Après 4 ka cal B.P, les températures des eaux de

surface baissent et les apports d’eau continentale augmentent validant une intensification des

apports d’humidité.

2.2.2 EVOLUTION QUATERNAIRE A L’ECHELLE CONTINENTALE

A une plus petite échelle, les études paléoenvironnementales en Amérique du sud se

multiplient (Sylvestre et al., 1997 ; Francou et al., 2000 ; Francisco et al., 2006 ; Jomelli et

al., 2009). Les principales régions étudiées sont les Andes Boliviano-Péruviennes, les Andes

côté Argentin et les conditions paléoenvironnementales au Brésil.

A/ DANS LES ANDES TROPICALES

Dans la cordillère de l’Est au Pérou et en Bolivie, la reconstruction de l’histoire

glaciaire demeure controversée, que ce soit pour l’avancée correspondant au dernier

maximum glaciaire ou à la dernière avancée des glaces post-maximum glaciaire. Cependant,

certaines périodes se distinguent plus précisément ; (Kleine, 1999; Heine, 2004 ; Smith et al.,

2005) déduisent de leurs travaux que les glaciers avaient atteint leur extension maximale vers

68

34 ka B.P et se seraient retirés à partir de 21 ka B.P. Ces résultats suggèrent que le contrôle

des masses d’aire tropicales sur les volumes de glace était asynchrone avec ceux de

l’hémisphère nord.

Sur les deux derniers millénaires, l’étude des fluctuations glaciaires de la Bolivie, du

Pérou, de la Colombie, de l’Equateur ainsi que du Venezuela, basée sur l’utilisation de la

lichénométrie, de datations radiocarbone, de documents historiques, permet d’affiner le

calendrier des variations climatiques de l’Holocène supérieur (Jomelli et al., 2007, 2009). Les

premières avancées glaciaires sont datées à 1200-1350 AD. L’extension glaciaire maximale

post- maximum glaciaire est datée à 1630-1680 AD en Bolivie et au Pérou et à 1730 AD en

Equateur, Colombie et Venezuela. Une estimation quantitative est également proposée afin

d’expliquer l’évolution de ces glaciers.

Au Venezuela, sur la période 1250-1820, les températures moyennes annuelles étaient

de 3.2°C+/- 1.4°C inférieures et les précipitations 22% plus élevées qu’aujourd’hui.

En Equateur, les températures étaient inférieures de 0.8 à 1.1°C et les précipitations

entre 25 et 35% plus élevées qu’aujourd’hui durant le 18ème

siècle.

En Bolivie, l’avancée maximale post maximum glaciaire pourrait être une

conséquence d’une diminution de 1.1 à 1.2 °C des températures moyennes annuelles et d’une

augmentation des précipitations comprise entre 20 et 30%.

B/ EN ARGENTINE ET AU BRESIL

Les études des speleothèmes du Sud-est du Brésil (Cruz et al., 2005) révèlent une

circulation atmosphérique tropicale moins prononcée durant le dernier maximum glaciaire (20

ka B.P) que vers (17 -11 ka B.P). En effet, les faibles taux de croissance des stalagmites ainsi

qu’une concentration élevée de 13

C permettent de mettre en avant une phase d’intensité

maximale d’apports d’humidité et d’air plus froid en lien avec une intensification de la

circulation des masses d’air extratropicales entre (17 -11 ka B.P). La concentration de 13

C

chute ensuite brutalement après 19 ka B.P ce qui correspond au début de la phase de

déglaciation.

69

Au Nord-ouest de l’Argentine, Kull et al., (2003) ont mis en exergue sur la base d’un

modèle climatique glaciaire, l’évidence d’un refroidissement durant le dernier maximum

glaciaire (25-18 ka B.P) à 22°S. D’après ce modèle, la baisse de température nécessaire à

l’avancée maximale du glacier étudié devait être comprise entre 4.5 et 8°C par rapport à

aujourd’hui alors que dans le même temps, les précipitations ont dû être multipliées par un

facteur de 2 voir 4. Il semblerait également que les glaciers situés sur les versants Est des

Andes aient été plus sensibles aux variations de température qu’à celles des précipitations

(Stute et al., 1995 ; Klein et al., 1999). Par conséquent, l’extension maximale des glaciers des

versants Est s’est très probablement produite durant la dernière phase de poussée glaciaire

(12-10 Ka B.P) (Kull et al., 2003).

Il ressort de ces études, un maximum glaciaire (25-18 ka B.P) durant lequel, les

températures plus basses en moyenne de 4.5 à 8 °C, et des moyennes de précipitations

doublées voire quadruplées par rapport à aujourd’hui ont permis le développement des

glaciers du versant Ouest des Andes. La dernière phase d’avancée glaciaire proposée est (12-

10 ka B.P) ; favorable au développement des glaciers des versants Est des Andes, elle est la

dernière période connaissant des apports océaniques abondants avant l’Holocène moyen et

l’apparition d’une phase plus aride (8-4 ka B.P). Après 3800 B.P, les précipitations

augmentent à nouveau et les conditions telles que nous les connaissons aujourd’hui, semblent

s’être mises en place vers 3200 B.P.

Même si deux thèses dominent les débats scientifiques sur les causes des variations

d’humidité durant le Quaternaire, celle qui prévaut dans la majorité des études est celle d’une

remontée vers le nord de l’anticyclone subtropical, facilitant la remontée d’air polaire vers des

latitudes plus basses.

70

Fig. 28- Localisation des études paléoenvironnementales citées

71

CONCLUSION DE LA PREMIERE PARTIE

Les modalités de mise en place du relief de la cordillère de l’Elqui ont été esquissées

au chapitre n°1. L’articulation de ce chapitre en deux sous parties, répond à la nécessité à la

fois de présenter le terrain d’étude mais également, l’état d’avancement des connaissances

scientifiques contemporain que requiert ce genre d’étude. Il est possible d’en retenir les

éléments suivants :

L’accident majeur affectant notre zone d’étude est la faille Baños del Toro. Elle

délimite le batholite Elqui-Limari à l’Ouest et les formations volcaniques tertiaires de la

vallée de La Laguna à l’Est. Cet agencement des unités géologiques répond à plus petite

échelle, à certaines caractéristiques telles qu’un plan de Wadatti-Bénioff moins prononcé,

l’absence de dépression centrale ou encore l’absence de volcanisme quaternaire.

Les connaissances sur l’évolution paléotectonique de cette marge active permettent de

dégager certaines phases d’activité morphogènes. La première, appelée cycle tectonique pré-

andin (Permien supérieur-Jurassique inférieur) se caractérise par une subduction normale dans

un premier temps puis par un ralentissement voire un arrêt dans un second. Un régime

extensif favorable à la sédimentation se développe en conséquence.

L’acquisition de la structure telle que nous la connaissons aujourd’hui se met en place

durant le cycle orogénique andin (Jurassique inférieur à aujourd’hui).

Le chapitre n°2 reprend également une réflexion en deux temps, nécessaire à la

compréhension des enjeux géomorphologiques et paléoenvironnementales de cette région.

- une présentation des conditions climatiques actuelles et des facteurs

atmosphériques et océaniques qui sont à l’origine de ces conditions semi-arides. Les divers

effets induits par l’orogène Andin sur la circulation de l’air et la répartition des végétaux sont

également développés.

Une synthèse des connaissances actuelles de l’évolution des conditions climatiques

durant le Quaternaire permet de mettre en avant un maximum glaciaire compris entre 28 et 18

ka cal B.P ainsi qu’une seconde et dernière phase d’avancée des glaciers entre 12 et 10 ka

B.P. Cette période étant la dernière à avoir connue des apports d’humidité conséquents.

L’Holocène moyen (8-4 ka B.P) se caractérise par des conditions climatiques relativement

stables et une aridité de plus en plus importante ; l’Holocène supérieur connaît des conditions

plus humides et moins stables et ce n’est qu’à partir de 3200 cal B.P que les conditions

actuelles semblent s’être mises en place.

72

73

DEUXIEME PARTIE

ETUDE GEOMORPHOLOGIQUE DE LA HAUTE CORDILLERE DE L’ELQUI

INTRODUCTION

DE LA DEUXIEME PARTIE

Le cadre physique de la cordillère ayant été présenté, il est à présent nécessaire

d’agrandir notre échelle de travail afin de pouvoir répondre à notre problématique. L’étude

des modelés et des formes nécessaire à la définition d’un enchaînement des processus

morphogéniques nécessite avant toute chose, une méthodologie adaptée au terrain. La

deuxième partie sera donc organisée de la façon suivante :

Le troisième chapitre proposera une explication des méthodes utilisées sur le terrain.

Les difficultés rencontrées sur le terrain ont parfois été levées par l’utilisation de moyens

modernes d’imagerie et de calculs. Les résultats obtenus permettent sans faire intervenir pour

le moment l’aspect paléoclimatique, de mieux comprendre la réponse du relief aux agents

exogènes actuels.

Le quatrième chapitre, permettra la description, l’analyse et l’interprétation des

formations sédimentaires présentes dans la vallée du Rio Turbio, La Laguna et Rio Colorado.

Elles permettront de dégager une chronologie des évènements morphogéniques de la haute

cordillère de l’Elqui.

74

75

CHAPITRE 3

UNE APPROCHE METHODOLOGIQUE

Le présent chapitre présente les méthodes utilisées sur le terrain afin d’étudier les

processus morphogéniques et mieux comprendre leur mise en place. Pour répondre à cette

attente, une méthodologie est proposée, alliant observations de terrain, méthodes de

quantification et datation des formes sédimentaires. Les méthodes employées doivent être à la

fois adaptées aux conditions du terrain et de recherche, en termes de temps, de faisabilité et de

coût. Les méthodes de travail sont proposées en fonction des éléments du relief à appréhender

et des limites citées ci-dessus.

Tout d’abord, il est proposé une méthode d’analyse des processus de versants afin de

comprendre leurs modes de mise en place Une méthode de quantification des vitesses de

retrait de parois rocheuses est développée.

Ensuite sont présentées nos méthodes de travail quant à la restitution et l’interprétation

des formations sédimentaires de fonds de vallées (lithostratigraphie, dépôts fluvio-lacustres,

analyses granulométriques) ainsi qu’à l’estimation de l’apport de la cryosphère au bilan

hydrologique.

Finalement, les cônes de déjection étant très bien développés dans la haute cordillère

de l’Elqui et présents à quelques exceptions près au débouché de chaque quebrada, il était

nécessaire de comprendre les variables des bassins versants et des fonds de vallée pouvant

influencer leur développement.

76

3.1 METHODES DE DETERMINATION DES PROCESSUS DE VERSANT

Les processus façonnant les versants de la haute cordillère de l’Elqui sont dans un

premier temps identifiés au travers des dépôts de pente avant d’être intégrés dans une analyse

où l’évolution des versants dans leur ensemble est caractérisée.

3.1.1 L’ANALYSE DES DEPOTS DE PENTE

La logique de transit sédimentaire le long des versants induit la formation de formes

d’érosion principalement dans leurs parties supérieures, par conséquent, seuls les dépôts de

bas de versants ont été analysés. L’étude de ces dépôts le long de transects topo-

sédimentologiques est une méthode très largement utilisée pour les milieux montagnards,

reprise d’après les travaux de (Francou, 1988). Cette méthode, préconise la mesure des

valeurs moyennes des pentes des dépôts d’accumulation et l’échantillonnage de particules

prédéfini sur une surface donnée afin de déterminer le mode de mise en place de ce dépôt

(Francou & Hétu, 1989 ; Francou & Manté, 1990).

A/ LES PROFILS TOPOGRAPHIQUES

Pour les dépôts de taille relativement modeste, les profils longitudinaux ont été

réalisés sur le terrain à l’aide d’un clinomètre d’une précision de 1°. Pour les dépôts de plus

grande taille, les profils ont été dérivés d’après le modèle numérique de terrain (MNT) et

certains d’entre-eux ont été réalisés grâce à l’application (World Wind Java), qui permet

d’obtenir un profil où que l’on se trouve à la surface du globe. Le drapage des photos

aériennes sur le MNT a également permis la réalisation de ces profils (Fig.29 et 30). Les

profils longitudinaux permettent notamment de déterminer l’indice C de concavité distale

(Jomelli, 1997, 1999). Compris entre 0 et 1, cet indice renseigne sur l’influence des processus

avalancheux dans l’édification des cônes (Jomelli & Francou, 2000). Il consiste à additionner

les différences de pente entre chaque segment (généralement de 20 m) de la zone distale et de

diviser le tout par le nombre de segments du profil. Exemple, pour un profil divisé en 10

segments, C = [∑ ( α10- α9) + ... + ( α2- α1)] /10. Cet indice C a été principalement utilisé dans la

partie amont de notre zone d’étude, au-dessus de 3000 mètres d’altitude, la largeur de la

vallée en amont du réservoir de La Laguna (3100 m) permettant aux éboulis de s’étaler et de

ne pas être affectés par le versant opposé.

77

B/ L’ANALYSE DES FABRIQUES

Le terme fabrique désigne la manière dont sont disposés les débris au sein du dépôt

(Bertran et al., 2004). De nombreux travaux ont montré que des fabriques spécifiques se

développent en fonction des mécanismes sédimentaires mis en jeu. Sur le terrain, il est

possible de distinguer quatre types de disposition des débris : 1/ une disposition désordonnée

(isotrope), 2/ une disposition à plat sur le plan de stratification, 3/ une orientation

préférentielle des éléments allongés selon une direction particulière et 4/ une imbrication ou

disposition en tuiles, c'est-à-dire une disposition relevante par rapport au plan de stratification

(Bertran et al., 2004).

Fig. 29- Photographie aérienne drapée sur le

MNT (Vallée du Rio La Laguna) Réalisation ; Houbart.

A (ArcGis)

Fig. 30- Profil transversal au Rio Colorado à l’aide

de World Wind Java. Réalisation.Houbart.A

78

C/ L’ANALYSE DE LA STRATIFICATION

De la capacité à identifier les stratifications des dépôts de pente, dépend

l’interprétation en termes de dynamique sédimentaire. Les grands types de stratification dans

les dépôts de pente sont les suivants :

- dépôt massif : le dépôt apparaît comme un matériel homogène, sans stratification

nette.

- stratification rudimentaire : des strates marquées par de faibles variations de la

texture ou de la couleur apparaissent au sein du dépôt.

- stratification irrégulière ou lenticulaire : les variations granulométriques tranchées

s’organisent en lits discontinus.

- stratification (plane) régulière : les lits sont parallèles et continus sur plusieurs

mètres.

- stratification entrecroisée : les lits forment des auges qui se recoupent.

D/ ANALYSE DU GRANOCLASSEMENT

Le granoclassement est qualifié de normal lorsque la taille des particules décroît de la

base vers le sommet du lit, inverse dans le cas contraire ou composite lorsque les deux types

précédents se trouvent en superposition (Bertran et al., 2004). Il se peut que l’on observe

parfois une augmentation ou une diminution globale de la taille moyenne des grains de bas en

haut, se superposant à des variations granulométriques intra lit et ce, dans une séquence

composée de plusieurs lits empilés. On parle alors de dérive granulométrique et de séquence

granocroissante ou granodécroissante selon le cas.

3.1.2 METHODES D’ANALYSE DES VERSANTS

A/ UTILISATION DES SIG

L’analyse des pentes des versants a été rendue possible grâce à l’élaboration d’un

MNT avec le logiciel ArcGis. Il aurait été possible d’utiliser un MNT de type SRTM ou

ASTER mais les bases de données nécessaires à son élaboration étaient disponibles sous

forme de fichiers directement numérisés au format .shp (Fig.31), évitant ainsi de devoir

numériser manuellement les courbes de niveau. De plus, la définition du MNT (10 m) et la

variation de son rendu en fonction des méthodes d’interpolation utilisées n’aurait pu être

réalisé. La superficie du terrain étant importante, cinq fichiers ont été nécessaires afin réaliser

79

ce MNT. Il est à noter que les courbes de niveau et les fichiers numérisés couvrant la vallée

du Rio Colorado et le Glacier El Tapado n’étaient pas disponibles pour cause de défense

nationale. Le MNT ainsi créé ne couvre donc pas l’extrême amont de notre zone d’étude.

La représentation numérique de surface à partir des courbes de niveau est rendue

possible grâce à trois types d’interpolations numériques. Le choix de la méthode à utiliser

dépend de la finesse de restitution que l’on désire obtenir.

- La méthode des moyennes pondérées, interpole la valeur de l’altitude en un

point en calculant la valeur moyenne pondérée des altitudes dans son voisinage. Elle nécessite

un semis de points d’altitudes très dense et bien réparti et est peu adaptée à des reliefs peu

contrastés. Le principal avantage de cette méthode est de donner des courbes relativement

« lisses ».

- Les méthodes d’interpolation polynomiales, consistent à calculer des

équations de courbes qui s’ajustent à un petit nombre de données tout en assurant la continuité

de la surface.

- Les fonctions Spline, ont pour caractéristique le fait que la courbe est

construite, non pas à l’aide d’une seule équation, mais à l’aide d’un système de deux

équations qui ont un paramètre commun qui varie de 1 à 0 (ex. x(t) = a + bt + ct2 + dt3 ; y(t) =

e + ft + gt2 + ht3 ; z(t) = i + jt + kt2 + lt3). Cette méthode a tendance à minimiser la courbure

générale de la surface, elle aboutit à une surface lisse qui passe exactement par les points

entrés.

- Le Krigeage fait intervenir des méthodes de géostatistique. Il consiste à

définir une fonction qui détermine la valeur d’un point à partir de valeurs connues du plan.

Fig. 31- Visualisation 3D sous ArcMap de la vallée du Rio Turbio à partir des courbes de

niveau. Réalisation Houbart. A

80

Cette approche repose sur le degré de similarité entre les points connus, c’est-à-dire sur la

covariance entre les points en fonction de la distance entre ces points (Armstrong & Carignan,

1997). L’interpolation se fait en deux étapes : la caractérisation du comportement de l’altitude

à partir de points connus (représenté sous forme de variogramme) et le calcul des

pondérateurs et l’estimation de l’altitude. C’est cette dernière méthode d’interpolation qui a

été utilisée dans le cadre de cette étude.

B/ LA COUVERTURE DETRITIQUE

Il est possible à l’aide du calcul d’un rapport Ho/Hi mis au point par Ballantyne et

Harris (1994), d’exprimer la relation entre la hauteur d’un versant et sa couverture détritique :

Hi désigne le dénivelé du versant et Ho représente le dénivelé de la surface détritique. Plus le

résultat du rapport Ho/Hi est proche de 1, plus la couverture détritique couvre une superficie

importante. Un rapport de 1 correspond donc à un versant réglé. Cette technique a pu être

utilisée grâce aux images aériennes drapées sur le MNT mais également à Google Earth

permettant de naviguer très facilement dans la vallée et d’orienter les prises de vue à souhait.

C/ ANALYSE DES PENTES

Les caractéristiques des pentes conditionnent en grande partie les processus qui se

développeront dessus. En effet, plus la pente sera accentuée et plus les mécanismes gravitaires

de redistribution du matériel seront importants. C’est également le granoclassement qui est

conditionné en partie par le degré d’inclinaison des pentes. Afin de visualiser de façon

synoptique et calculer l’inclinaison de la totalité des versants couvrant notre MNT, la fonction

Spatial Analyst a été utilisée.

Fig. 32- MNT de la vallée du Rio Turbio

et de la confluence entre le Rio Toro et le

Rio La Laguna (Juntas), obtenu après

Krigeage. Réalisation: Houbart. A (ArcGis)

81

D/ RESTITUTION SOUS FORME DE CARTE GEOMORPHOLOGIQUE

La carte géomorphologique de synthèse sera présentée à la fin de cette étude. Pour sa

réalisation ont été utilisés, un jeu de photographies aériennes (Servicio aerofotogrametrico)

datées de 2000 ; trois cartes géologiques au 1/250000 ; l’utilisation de Google Earth a

également permis d’affiner avec précision les contours des glaciers rocheux et des espaces

non couverts par les photographies aériennes ; les relevés GPS réalisés sur le terrain au cours

de trois missions de terrain (2007, 2008 et 2009) ont également permis une meilleure

localisation des formations sédimentaires de fond de vallée. Le rendu final de la carte a été

réalisé à l’aide du logiciel Adobe Illustrator.

3.1.3 METHODES DE QUANTIFICATION DES PROCESSUS

Une fois la phase d’identification terminée, il est possible de tenter une estimation des

quantités produites par les parois et les corniches, et accumulées en pieds de versant.

A/ LA MESURE DES PROCESSUS PONCTUELS

Afin de pouvoir comparer les amas rocheux entre-eux (Photo.10), une méthode de

mesure relative a été adoptée, d’après (Chenet, 2008). Les dépôts (hors cônes d’éboulis)

pouvant être complexes (imbrication, chevauchement), seuls les 10 plus gros blocs de chaque

dépôt ont été mesurés. Chacun des blocs ainsi définis est mesuré à partir de la mesure in situ

des axes a (axe le plus long), b (axe intermédiaire, le plus long et perpendiculaire à l’axe a) et

c (axe le plus petit). Il est alors possible de calculer le « diamètre nominal » du bloc (Bunte &

Abt, 2001). Le diamètre nominal consiste en une approche tri-dimensionnelle et se définit

comme le diamètre qu’une particule aurait si son volume était équivalent à celui d’une sphère.

Il se calcule selon la formule :

Dn = (a.b.c)1/3

L’obtention du diamètre nominal permet le calcul du volume du bloc VD :

VD = (n/6)(a.b.c)

Ces calculs permettent une approche de quantification des apports sédimentaires dans

la mesure où ils sont rapportés à une période.

82

B/ ESTIMATION DES TAUX DE RECUL DES PAROIS ROCHEUSES

De nombreuses méthodes existent et sont utilisées afin de quantifier les rythmes de

démantèlement des parois rocheuses, nous reviendrons sur ce sujet.

Dans notre étude, nous utiliserons la méthode des mesures de volume de matériel

accumulé depuis un moment connu, dans la mesure où cette méthode donne de très bons

résultats du retrait global depuis l’évènement servant de jalon, tout comme celle de la mesure

directe du retrait de la paroi par rapport à un « encaissant » de nature lithologique plus

résistante. Toute fois, le défaut de ces deux méthodes et par conséquent de celle utilisée pour

notre étude est de devoir effectuer les mesures sur une accumulation n’ayant subi aucun

remaniement depuis le début de son accumulation (Chenet, 2008). Les mesures sont donc

réalisées sur des accumulations de pieds de parois situées sur une terrasse alluviale dont la

mise en place est datée.

Afin de minimiser le risque de remaniement (utilisation anthropique, chute par recul

progressif du rebord de la terrasse), il a été décidé de ne garder que les sites dont le bloc le

plus éloigné de la zone source était situé à moins de la moitié de la largeur de la terrasse et là

où aucun accès en véhicule n’était possible.

La technique de mesure directe du retrait de la paroi par rapport à un « encaissant » de

nature lithologique plus résistante n’a pas été retenue puisque notre zone d’étude ne se prêtait

Photo. 12- Chute de blocs sur une terrasse alluviale sur le versant Sud de la vallée du Rio Turbio

GPS : 29°58'02,21'' S 70°12'33,92'' W

83

pas à cette méthode, les affleurements rocheux étant massifs et ne présentant que très peu

d’inclusions et/ou veines susceptibles de servir de jalon.

C/ CHOIX DU MATERIEL

Dans un souci de facilité de manipulation, de transport et d’adaptabilité au terrain, il

nous est paru judicieux d’utiliser un télémètre laser. L’appareil utilisé est un télémètre Laser

Tech, il a été monté sur trépied afin de faciliter la prise des mesures et une plus grande

précision dans la visée. Une boussole nécessaire à l’orientation des points mesurés par rapport

au nord à été fixée sur celui-ci. Ce type de télémètre permet d’acquérir quatre types de

mesures pour un seul point : la distance horizontale, la distance verticale, la distance du point

visé et l’inclinaison de l’appareil (Fig.33)

A partir des données recueillies, il a été possible de réaliser une modélisation

numérique de la surface des dépôts.

D/ METHODE DE MODELISATION DES SURFACES D’EBOULIS ET CALCUL DES VOLUMES

Cette méthode est reprise du travail de Chenet (2008) dans lequel elle propose un calcul

du rythme de démantèlement des parois rocheuses du Sud-est de l’Islande en réponse aux

fluctuations glaciaires. Chaque point mesuré à été introduit dans un fichier Excel, enregistré

au format .txt et exporté dans ArcGis afin de l’intégrer dans un système géométrique à trois

dimensions non géoréférencé. Les trois axes de ce système sont définis de la manière

suivante : x, l’axe du Nord, y, la perpendiculaire à l’axe des x à l’endroit du télémètre et z,

l’axe des altitudes. Le télémètre a pour coordonnées (0 ; 0 ; 0) et constitue le point de repère

du système. Les valeurs x et y sont obtenues à partir du cosinus de l’angle donné par la

boussole (converti en radian) et de la valeur HD, la distance horizontale entre le télémètre et

le point mesuré. La valeur z est donnée directement par la valeur VD (distance verticale entre

le télémètre et le point), à laquelle on ajoute la valeur absolue de la valeur minimale, pour ne

pas obtenir de valeurs négatives. En effet, certains points mesurés peuvent en fonction des

conditions topographiques, se trouver sous le niveau du télémètre.

Fig. 33- Schéma des mesures réalisées au télémètre

d’après (Chenet, 2008)

84

On obtient donc pour le point de coordonnées (x1 ; y1 ; z1)

x1 = cos 1.HD1

y1 = cos 1

z1 = VD1 + IVDminI

Un MNT a ensuite été réalisé à partir de ces données importées et le volume a été

calculé grâce à une application du logiciel ArcGis. Ce calcul du volume prend en compte le

volume compris entre le plan horizontal passant par le point le plus bas et la surface du cône

en elle-même (Chenet, 2008), quelques ajustements ont donc dû être réalisés. Il est à noter

que lorsqu’il s’agit de cônes de débris avec présence de gros blocs au pied de celui-ci, nous

avons cumulé le volume calculé grâce au télémètre avec celui issu du calcul du « diamètre

nominal des blocs ».

Afin d’estimer au mieux le volume des accumulations mesurées, il serait préférable de

réduire deux marges d’erreurs inhérentes au terrain que sont la forme de la paroi rocheuse

présente sous l’accumulation et la porosité au sein du dépôt. Cependant, en raison de la

diversité et de l’aspect parfois chaotique de certaines parois, seule la porosité du dépôt a été

soustraite du volume total calculé.

Le démantèlement des parois et/ou du taux d’accrétion des formations d’accumulation

peut être étudié de multiples façons. L’estimation du rythme de démantèlement d’une paroi

implique la mesure de volumes de matériel rapportés à une surface productrice et à une

période d’activité.

Cela nécessite donc de mettre au point des méthodes de mesures de surface et de

volume, associées à des méthodes de datation, qui sont adaptées aux problématiques, mais

aussi aux terrains d’investigation. Krautblatter & Dikau, (2007) ont recensé les techniques

qui ont été utilisées depuis les années 1950. Les méthodes d’estimation de taux de retrait de

paroi (Tab. 7) se regroupent en quatre types : (1) la mesure de volume de matériel accumulé

depuis un moment connu (généralement le départ du glacier) ; (2) l’estimation de la fréquence

de processus susceptibles de produire une quantité connue de matériel ; (3) la mesure directe

du retrait de la paroi par rapport à un “encaissant” de nature lithologique plus résistante ; (4)

la mesure du volume de matériel collecté pendant un certain temps. Chaque type de méthode

considère des volumes témoins par défaut (les fines ne sont pas prises en compte) et renseigne

de façon différente sur les rythmes de retrait de paroi (Chenet, 2008). Nous avons choisi de

choisir la méthode se rapportant à la mesure du volume de matériel accumulé depuis un

moment connu. Disposant d’un point de calage chronologique grâce à la connaissance de la

85

date de mise en place de la terrasse alluviale de La Laguna (1270-1060 cal B.P), il nous est

dorénavant possible d’estimer les taux de retrait des versants de la cordillère de l’Elqui situés

sous 3100 mètres d’altitude. Cette méthode suppose que le matériel mesuré n’ait subi aucun

processus de remaniement depuis le début de l’accumulation. Si cela peut être vrai sur des pas

de temps courts, à un pas de temps Holocène, la mesure va conduire à une sous-estimation

très probable des taux de retrait (Chenet, 2008).

- L’ESTIMATION DU VOLUME DES DEBRIS

Nous avions pris soin de ne sélectionner que les débris accumulés en forme de cônes

bien individualisés ou de talus d’éboulis, rejetant ainsi les cônes emboîtés susceptibles de

venir fausser nos résultats. La méthodologie choisie a été adaptée aux 7 accumulations de

débris sélectionnées. La modélisation de la surface des éboulis a été élaborée au moyen d’un

télémètre laser dont les données ont été traitées avec le logiciel ArcGis. Selon la taille des

cônes, entre 14 et 50 points de mesure ont été réalisés sur chaque forme à modéliser. Pour

chaque point, la distance horizontale et la distance verticale par rapport au télémètre ont été

relevées, ainsi que l’orientation de l’appareil par rapport au Nord. Ces points de mesure ont

ensuite fait l’objet d’un calcul trigonométrique afin de les représenter dans un système de

coordonnées à trois dimensions.

Parmi les sites sélectionnés, deux ont dû faire l’objet d’un calcul du diamètre

« nominal » des plus gros blocs accumulés afin de quantifier le volume accumulé ou venir

compléter le calcul par modélisation.

- CALCUL DE LA POROSITE AU SEIN DES DEPOTS

L’aspect compact des dépôts laisse en réalité place à des interstices qu’il est difficile

d’appréhender. En effet, contrairement à la porosité de surface, facilement calculable avec des

quadrats, cela est moins évident pour la porosité au sein de la structure (Chenet, 2008). M.F.

André (1993, 1997), dans ses travaux sur les taux de retrait des parois au Svalbard, suit les

recommandations d’A. Rapp et considère la porosité d’un cône d’éboulis à 33 % et précise

que cela aboutit à une légère surestimation. Même si cette valeur est à prendre en

considération, il faut toute fois ne pas perdre de vue que les conditions climatiques du Norte-

Chico ne sont pas celles du Svalbard, et que la gélifraction, même si elle existe de façon

quotidienne à l’amont de notre zone d’étude, est quasi inexistante sous 2500 m, là où ont été

réalisées les mesures. L’aspect des angles des débris étant saillants et la structure ouverte, il

86

est probable que le colmatage par les sédiments fins ne soit pas total. Nous avons donc choisi

d’appliquer une soustraction systématique aux volumes calculés de 30%. Si les accumulations

mesurées avaient été des cônes de déjection, il est probable que ce chiffre aurait été trop

élevé.

87

Méthode Nature de la mesure Références

Observations et estimation de la taille

des accumulations

Fréquence d’accumulation

en réponse à des modèles

journaliers, mensuels et annuels

(Dürr, 1970 ; Francou,1982 ; Åkerman,

1984 Gardner, 1983)

Observations et estimation de la taille

des accumulations

Valeurs absolues de fourniture

sédimentaires

(Gardner, 1970 ; Hinchliffe & Ballantyne,

1999 ; Curry & Morris, 2004)

Datation lichénométrique Fréquence d’accumulation

en réponse à des modèles

climatiques décennaux et multi-décennaux

(Boelhouwers, 1993 ; Bull et al., 1994 ;

McCaroll et al., 1998 ; Bajgier-Kowalska,

2002 ; Bull, 2003)

Datation lichénométrique et

estimation de la taille des talus

Valeurs de retrait de paroi (André, 1997)

Méthodes dendrogéomorphologiques Fréquence d’accumulation en réponse à des

modèles climatiques décennaux et multi-

décennaux

(Stoffel et al., 2005 ; Perret et al., 2006 ;

Stoffel et al., 2006)

Différence de hauteur entre des

veines de quartz

Taux de retrait holocène (Dahl, 1967 ; André, 1997)

Mesure d’accumulation sur

couverture neigeuse

Valeurs intégrales de fourniture

sédimentaire hivernale

(Caine, 1969 ; Gardner, 1970 ; Gray, 1972 ;

Sommerhoff, 1977 ; Nyberg, 1991)

Parois peintes Fréquence et magnitude d’accumulation à

partir d’une surface rocheuse restreinte

(Matsuoka, 1990 ; Matsuoka et Sakai, 1999 ;

Prick, 2003)

Collecte intégrale et mesure du

matériel

Dépôt saisonnier ou annuel (Nyberg, 1991 ; Becht, 1995)

Collecte occasionnelle

et mesure du matériel

Taux d’accumulation à court-terme en

réponse à certains événements

(Douglas, 1980 ; Krautblatter, 2003 ; Sass

2005)

Scanner Laser Mesure volumétrique de détail

d’accumulation de petite à moyenne taille

(Rosser et al., 2005)

Ouverture de fissures Datation du retrait (Matsuoka, 2001)

Inventaires sur routes Taux d’accumulation (Hungr et al., 1999)

Tab. 1- Synthèse des méthodes utilisées pour la mesure du retrait des parois et des taux de production

sédimentaire d’après (Krautblatter & Dikau, 2007) dans (Chenet, 2008).

88

Lors de la délimitation des zones sources, nous avons été attentifs à prendre en

compte les surfaces enfouies sous les débris. Le calcul des volumes ne prend cependant pas en

con sidération la forme de la paroi. Les résultats obtenus par Chenet (2008) montrent un écart

entre les volumes modélisés et les volumes « réels » très faible, puisqu’il est de 0.61 %

maximum. La forme est donc considérée comme négligeable d’autant plus que les cônes

sélectionnés sont de petite taille. Le travail de Chenet (2008) avait mis en avant un écart un

peu plus conséquent pour les cônes avec un volume dépassant le millier de mètres cube. Au

regard de ces résultats, il ne nous est pas paru nécessaire de devoir intégrer la forme des

parois dans nos calculs.

- CALCUL DE LA SURFACE DES BASSINS VERSANTS

Bien qu’il soit possible de réaliser automatiquement le calcul des surfaces de bassins

versants sous ArcGis, la résolution de notre MNT (10 m) ne permettait pas de délimiter avec

précision les contours de ceux-ci. Nous avons donc délimité les bassins versants sur

photographies aériennes, drapées sur le MNT ; Google Earth nous a également permis

d’affiner les contours lorsque les zones sources étaient de trop petites taille pour être

délimitées précisément à partir des photographies aériennes. Il est ainsi possible sur la base

des résultats obtenus, de définir des volumes de sédiments par surface de paroi rocheuse

depuis l’évènement morphogénique ayant permis la mise en place de la terrasse alluviale sur

laquelle ont été mesurés les cônes de débris.

- CORRELATION ENTRE MORPHOMETRIE DES BASSINS

VERSANTS ET DEVELOPPEMENT DES CONES DE DEJECTION

Les cônes de déjection existent dans différentes régions climatiques avec des

caractéristiques spécifiques qui les distinguent d’autres environnements sédimentaires

(Harvey, 1992 ; Blair & McPherson, 1994). Eléments typiques du paysage dans de

nombreuses vallées et sous la très grande majorité des zones climatiques, ils sont très bien

développés dans la vallée du Rio Elqui depuis l’aval jusqu’à l’amont. Recherchés pour

l’agriculture, ils sont largement anthropisés, ce qui n’est pas sans risque vis-à-vis des aléas de

crue, laves torrentielles, coulées de débris. L’apport des sédiments nécessite également une

attention particulière puisqu’une gestion doit être mise en place afin d’éviter les débordements

du chenal principal et la divagation de celui-ci sur les parties cultivées (Photo.13 et 14)

89

3.2 METHODES D'ANALYSE DES FORMATIONS ALLUVIALES

3.2.1 DESCRIPTION LITHOSTRATIGRAPHIQUE DES DEPOTS FLUVIO-LACUSTRES

A/ DEFINITION

Les formations alluviales s’organisent le long d’un gradient amont/aval en fonction de

l’énergie en jeu dans le système fluvial, de l’intensité et de la granulométrie des entrées

sédimentaires, et enfin des espaces de stockage disponibles (Bourrié & Dewolf, 2008). Lors

de son dépôt, le matériel s’organise en fonction de son mode de transport, de la vitesse et de la

puissance de celui-ci. Il est alors possible lorsque les conditions de terrain le permettent de

réaliser une analyse lithostratigraphique basée sur la succession verticale de couches décrites

en fonction de leur faciès : caractéristiques sédimentologiques (granulométrie, minéralogie,

géochimie), de leurs limites supérieures et inférieures. Le terme faciès est défini comme étant

un corps sédimentaire montrant une lithologie et des structures sédimentaires différentes de

celles du faciès se trouvant au-dessus, au-dessous ou adjacent. Un assemblage de faciès

regroupe des faciès qui sont génétiquement liés l'un à l'autre, et qui ont une signification

environnementale particulière (Walker, 1992). Ces structures sédimentaires dites primaires

car acquises au moment ou peu de temps après le dépôt et avant la consolidation, fournissent

une information très utile sur les caractéristiques hydrodynamiques du milieu de

sédimentation (Cojan & Renard, 2006).

Photo. 13- Chenal principal d’un cône de

déjection totalement artificialisé. Cliché : Houbart. A,

Orientation Nord, GPS : 29°50’42’’S 70°44’12’’W

Photo. 14- Cône de déjection cultivé faisant l’objet

d’une gestion de l’écoulement aval. Versant Sud du Rio

Turbio. Cliché : Houbart. A, Orientation Sud-est

90

B/ METHODOLOGIE

L’observation et la classification des lithofaciès sont aujourd’hui largement répandues

dans les méthodologies d’analyse des faciès des roches sédimentaires. Miall (1990) estime

que l’échelle d’une unité de lithofaciès individuelle définit dépend du degré de détail présent

dans sa définition. De nombreux chercheurs ont élaboré leur propre classification fondée sur

des observations locales. Miall (1977) propose une classification simple, basée sur une

codification à deux lettres afin de faciliter l’identification sur le terrain, en laboratoire ou dans

une documentation. La reprise de ce schéma d’identification dans de multiples travaux a

permis de le valider sur d’autres styles que celui des rivières tressées. Dans une publication

ultérieure, Miall (1978) a développé sa codification en y ajoutant quelques types de

lithofaciès. Cette dernière est aujourd’hui devenue une méthodologie standard pour l’analyse

des dépôts fluviatiles. Les lettres en majuscule indiquent la dimension des grains

prépondérante (G : galets à graviers grossiers, S= sables grossiers à fins, F: sables très fins,

limons, argiles.

Chaque unité de lithofaciès est délimitée par une surface de contact supérieure et

inférieure plus ou moins prononcée qui permet de comprendre les variations de la vitesse de

sédimentation et d’orientation du flux hydrique.

Le regroupement en assemblage de faciès s’est appuyé sur les travaux de Miall (1985),

dont la figure n°34 résume les différents assemblages ainsi que les faciès qui leurs sont

associés.

- CONSTRUCTION DES PROFILES VERTICAUX

La méthode de reconstitution architecturale des coupes observées est basée sur

l’observation et la schématisation d’affleurements qui se doivent d’être les plus larges

possibles afin de pouvoir apprécier au mieux les éventuels enchaînements de faciès et de

structures. Dans notre cas, il nous a été nécessaire de séquencer les affleurements, leurs tailles

et les conditions de terrain rendant difficiles la représentation graphique. Les annotations

utilisées ainsi que les figures sont tirées de la classification des faciès modifiée d’après Miall

(1978) (Fig. 34).

La démarche suivie pour établir les reconstructions de faciès et les interprétations

environnementales qui en découlent varie selon les milieux. L’identification d’un

environnement de dépôt n’est que rarement une démarche univoque. Les structures

sédimentaires ne sont pas, la plupart du temps, suffisamment discriminantes pour permettre

91

un diagnostic certain. De plus, l’enregistrement sédimentaire produit par un milieu donné est

contrôlé non seulement par les paramètres hydrodynamiques et chimiques propres au milieu

et agissant au cours de la sédimentation, mais il est également influencé par des phénomènes

extérieurs au système sédimentaire, régime tectonique du bassin, changements climatiques par

exemple (Cojan & Renard, 2006).

Les rivières constituent à la fois un agent d’érosion, de transport mais également

d’accumulation, permettant de prendre en charge le matériau érodé et de l’évacuer jusqu’aux

océans. Une partie des sédiments produite par l’altération des roches n’aboutit pas à l’océan et

se retrouve piégée sur le continent, en découle alors l’édification de structures primaires

fournissant une information utile sur les caractéristiques des modes de mise en place.

Dans cette analyse, nous nous attacherons d’abord à la stratification qui traduit les

différents types d’organisations verticales le long de l’affleurement et qui est produit par

l’agencement des structures élémentaires. Ensuite, nous définirons les structures

sédimentaires dont les spécificités d’agencement traduisent un mode de mise en place

particulier.

92

Fig. 34 - Classification des faciès, modifiée d’après Miall, (1985)

93

3.2.2 ANALYSES GRANULOMETRIQUES DES TERRASSES ALLUVIALES

A/ METHODE DE WOLMAN

Cinq sites ont été choisis pour réaliser les analyses granulométriques et les

observations morphométriques. Les sites situés en secteurs de confluence, de rives concaves

ou convexes ont volontairement été délaissés afin de ne pas fausser les résultats par

d’éventuelles conditions de mise en place induites par la topographie locale.

Nous avons pour cela utilisé une méthodologie d’échantillonnage granulométrique

classique, appelée méthode de Wolman. Le principe est de recueillir une particule sous

Macroforme Symbole Principaux faciès

associés

Géométrie

Chenal CH Toute combinaison Lentille, feuille et doigt, base

érosive concave.

Barre graveleuse GB Gm, Gp, Gt lentille, stratiforme ; corps

tabulaires souvent interstratifiés

avec SB

Lit sableux SB St, Sp, Sh, SI, Sr, Se,

S

lentille, feuille, stratiforme, sous

forme de remplissage de chenaux,

de crevasse et de petites barres

Macroforme

d’accrétion aval

DA St, Sp, Sh, SI, Sr, Se,

S

lentille sur surface plane ou

chenalisée

Macroforme

d’accrétion

latérale

LA St, Sp, Sh, SI, Ss,

moins fréquemment

Gm, Gt, G

arrête, feuille, lobe ; caractérisé par

une accrétion latérale interne

Sédiments

d’écoulement

gravitaire

SG Gm, Gm lobe, feuille interstratifiée avec GB

Feuilles de sable

laminé

LS Sh, SI; faciès mineur

Sp, S

feuille, stratiforme

Particules fines

d’inondation

OF Fm, F couche fine à épaisse,

communément interstratifiée avec

SB, remplissage de chenaux

abandonnés

Tab. 2 - organisation des faciès fluviatiles en éléments architecturaux (Miall, 1985)

94

chaque nœud d’une grille de dimension d’un mètre sur un mètre. Le prélèvement des

particules a été réalisé verticalement afin d’éviter le recueil de particules tombées sur le

sommet des terrasses depuis les versants adjacents. La hauteur de prélèvement est de 3 mètres

au-dessus du niveau du lit mineur du Rio La Laguna et du Rio Turbio.

La méthodologie de l’automatisation de l’échantillonnage granulométrique par

photographie n’a pas été retenue, le nombre d’échantillons à traiter n’étant pas assez

important pour en justifier l’utilisation.

Une fois l’échantillon récolté, nous passons les particules dans une colonne à tamis

dont les mailles sont : 0.05, 0.2 ; 0.5 ; 2 ; 5 et 10 mm. Il est alors possible de calculer le poids

de chaque fraction granulométrique et d’en déduire la fréquence d’occurrence. Grâce à un

tableur Excel, il est ensuite possible de calculer les indices les plus usités, à savoir, le mode, la

médiane, le Quartile 1 (25%) représentant le premier quartile de la distribution, le Quartile 3

(75%) représentant le troisième quartile de la distribution. Ceux-ci permettent de calculer

l’indice de classement (sorting index), le coefficient de dissymétrie (Sk-Skewness) ainsi que

le coefficient d’acuité (K- kurtosis).

B/ LES INDICES GRANULOMETRIQUES

- La dissymétrie (Sk-skewness)

La distribution « normale » ou théorique d’un échantillon est symétrique autour de sa

valeur moyenne. La représentation graphique de cet indice n’est alors ni déformée vers la

gauche ni vers la droite. Dans le cas d’une asymétrie positive comme c’est le cas pour

l’ensemble de nos échantillons, les distributions sont déformées vers le début des distributions

(courbe déformée vers la droite) (Fig.35).

Fig. 35 - Typologie des représentations graphiques d’une distribution normale symétrique, positive et

négative d’après (Bunte & Abt, 2001)

95

Ce paramètre de dissymétrie est souvent présenté comme un indicateur de

l’environnement. Dans le cas de sédiments fluviatiles, les fractions fines seront souvent bien

représentées avec un SK généralement compris entre -0.4 et 1.6.

Pour les cinq échantillons analysés, la distribution granulométrique est positive. En

unité Ø, on obtient les relations suivantes :

Valeur du coefficient d’asymétrie

Description en terme de

Unité Ø Distribution associée -1 à -0,3 très asymétrique négativement très penchée vers la partie fine -0,3 à -0,1 Asymétrique négativement penchée vers la partie fine -0,1 à 0,1 presque symétrique presque symétrique 0,1 à 0,3 asymétrique positivement penchée vers la partie grossière 0,3 à 1 très asymétrique positivement près penchée vers la partie grossière

Tab. 3 - Classification des valeurs d’asymétrie d’après Folk & Ward, (1957) ; extrait de Bunte & Abt, (2001)

- Le coefficient d’acuité (K-Kurtosis)

Le coefficient d’aplatissement indique le caractère « pointu » ou « aplati », c'est-à-

dire la forme de la courbe granulométrique d’une distribution par rapport à une

distribution normale. Il mesure hors effet de dispersion, la concentration des valeurs

autour de leur centre: il est positif lorsque la concentration est élevée, négatif dans le cas

contraire (Chapuis, 2008).

- Paramètre de classement de Trask

Cet indice nous indique la qualité du classement (l’indice décroît avec le classement).

S= 0.50 S= 0.35

S= 1 S= 2

Fig. 36 - Estimation visuelle de la dispersion de plusieurs échantillons de sédiments ayant le

même D50 d’après (Bunte & Abt, 2001)

96

L'indice de classement So est d'autant plus élevé que la population est plus étalée. Il

mesure la déviation de la taille des particules par rapport à une population de référence. La

dispersion des valeurs de la distribution autour de la tendance centrale traduit le bon ou le

mauvais classement du sédiment : elle exprime la constance ou l'irrégularité du niveau

énergétique de l'agent de transport et permet de rendre compte des conditions

hydrodynamiques de transport.

Au travers de ces paramètres, on a longtemps cherché à retrouver une marque du mode

de transport. Ce type d’interprétation des résultats doit toutefois être nuancé, car une partie

des éléments entrant dans la définition de ces paramètres est héritée ou ne traduit que le

dernier mode de transport qui a précédé le dépôt (Cojan & Renard, 2006).

3.2.3 CONTRIBUTION DES APPAREILS GLACIAIRES AU REGIME HYDROLOGIQUE

A/ TRAITEMENT DES DONNEES

Il est également important de comprendre dans quelles proportions, les masses

glaciaires (glaciers non couverts, glaciers rocheux) interviennent au-dessus de 3000 mètres

d’altitude dans le régime hydrologique de la haute cordillère. En effet, cette étude s’appuie sur

le concept de transfert sédimentologique pour expliquer en partie l’histoire géomorphologique

de la cordillère selon lequel les stocks de matériaux disponibles en amont peuvent être

mobilisés par l’eau et venir s’accumuler en aval. Nous avons donc pour cela, utilisé les

relevés de trois stations hydrologiques, quatre pluviomètres et les données accessibles sur le

glacier El Tapado (Fig.37, Tab4).

Les données récoltées proviennent de la Direccion de Aguas (DGA) et de l’institut

météorologique (Direccion Meteorologica de Chile DMC). Il est important de notifier que ces

résultats ne sont que très peu affectés par le pompage lié à l’irrigation intensive plus en aval

dans la vallée du Rio Elqui en raison de l’altitude des stations comprise entre 850 et 3130 m.

Il était également nécessaire de délimiter les glaciers, les glaciers rocheux et les zones

couvertes de neige avec précision ainsi que leurs limites inférieurs.

Pour notre zone d’étude, il est possible de calculer le bilan hydrologique de la façon

suivante :

Q = (- Bg - Eg + Pg) - Sg – Brg - Srg + Png- (S-Sg) – Eng -(S-Sg) – G + δ [m3a

-1] (1)

97

Où Q représente le débit annuel à la sortie du bassin versant ou de la zone d’étude

considérée ; Bg le bilan de masse du glacier en m a-1

; Brg le bilan de masse des glaciers

rocheux, Pg et Png représentent les précipitations au-dessus de la zone étudiée. Eg et Eng

l’évaporation annuelle ; S, Sg et Srg correspondent respectivement à la surface du bassin

versant étudié, des glaciers non couverts et des glaciers rocheux ; G est le ruissellement

moyen édaphique et δ représente les autres paramètres pouvant entrer dans ce bilan tel que le

bilan hydrique des neiges semi-permanentes dont le cycle est supérieur au cycle annuel.

Afin d’estimer le taux de précipitation moyen au-dessus de notre zone d’étude, nous

avons utilisé la formule suivante :

–P = D = Sg (-Bg-Eg)-Srg* Brg-Erg*(S-Sg)-G+e [mm a

-1]

S

Avec D le déficit hydrique (Pouyaud et al., 2005). Une valeur de D positive indique un

apport autre que les précipitations, comme la fonte des glaces par exemple.

B/ APPORTS EVENTUELS A LA COMPREHENSION DU COMPORTEMENT DE LA

CRYOSPHERE EN MILIEU SEMI-ARIDE

Ce travail s’intégrant dans une logique d’amélioration de la compréhension de la

réaction du milieu montagneux aux variations climatiques dans leur ensemble, il est

nécessaire de pouvoir caractériser le fonctionnement hydrologique actuel de la haute

cordillère de l’Elqui dans l’objectif de comprendre la réponse du système lors des variations

climatiques Quaternaire. A terme, il sera possible d’anticiper et de gérer les réactions du

système à des scénarii de changement climatique et/ou d’utilisation des sols.

Le changement climatique que nous connaissons actuellement ne peut se résumer à

une diminution des précipitations et par conséquent à une baisse du débit puisque tout

changement du régime pluvial en milieu de haute montagne s’accompagne de modifications

du régime thermique. Dans un bassin versant montagneux semi-aride, les interactions de

nombreux processus (fonte des neiges, sublimation, écoulement de surface, écoulement

édaphique, évapotranspiration…) et réservoirs (glaciers couverts, non couverts, glaciers

rocheux, névés, nappes phréatiques …) rendent la réponse du bassin à une modification du

régime de forçage plus complexe qu’un simple constat de diminution.

Il est possible de dégager trois caractéristiques hydrologiques des zones de montagne :

98

- Un effet neige : le régime hydro-nival est fréquent en région montagneuse.

- Une réponse rapide du fait de la conjugaison des facteurs sols (peu évolués en

raison de la température), végétation (peu abondante) et pentes (fortes).

- Une très forte variabilité spatio-temporelle due aux effets d’altitude (effet de

température sur la partition pluie/ neige) et de relief (effet orographique augmentant l’apport

en précipitations, variabilité accrue par l’existence d’orages convectifs violents et localisés et

par les effets d’expositions).

En milieu semi-aride le cycle hydrologique présente des spécificités importantes. Il se

caractérise par un régime pluviométrique de type convectif avec des phénomènes de courte

durée, de forte intensité et spatialement hétérogènes.

L’évapotranspiration y représente une composante majoritaire du cycle hydrologique

(Hernandez, 2000). Pilgrim et al. (1988) rapportent que l’évapotranspiration recycle 80% des

précipitations en milieu semi aride et 95% en région aride. L’évaporation du sol nu a souvent

un poids supérieur à la transpiration des plantes du fait de la large portion de sol nu et d’une

couverture végétale souvent discontinue et peu abondante. L’évapotranspiration joue donc un

rôle majeur et ne peut pas être négligée sous ce type de climat.

Le ruissellement de surface très rapide en milieu semi-aride contribue de façon

importante eu débit. Il l’est d’autant plus qu’à l’absence de couvert végétal et donc de

systèmes racinaires susceptibles de le ralentir, s’ajoute dans les milieux de haute montagne,

des pentes très prononcées qui accélèrent le temps de réponse du bassin versant à l’évènement

pluvieux.

A la différence des régions semi-arides de faible altitude ou de moyenne montagne, il

nous est nécessaire d’intégrer le paramètre du gel et du stockage de l’eau sous forme solide

dans la cordillère de l’Elqui. Cette composante de la cryosphère rend encore plus délicate la

compréhension et l’anticipation de la réaction du bassin versant tant les phases de stockage

temporaire sont difficilement quantifiables. La superposition de la moyenne annuelle des

précipitations sur une période considérée avec le déficit de ruissellement nous permettra

d’attester du rôle joué par la cryosphère sur le régime hydrologique du bassin versant du Rio

Elqui dans la haute cordillère de l’Elqui.

99

3.3 ACQUISITION DES DONNEES ET CARACTERISTIQUES TOPOGRAPHIQUES

3.3.1 ETUDE DES BASSINS VERSANTS ET DES CONES DE DEJECTION

Notre échantillon se compose de 23 cônes de déjection et d’autant de bassins versants

(Fig.37). Afin d’éviter toute valeur susceptible de fausser les éventuelles corrélations entre

morphométrie des bassins versants de la haute cordillère de l’Elqui et la morphologie des

cônes de déjection, les zones soumises à des processus de convergence ou de surimposition

ont été écartées. Les cônes de déjection associés n’ont donc pas été retenus. L’altitude des

cônes varie de 930 m dans la vallée du Rio Turbio à 3886 m dans la vallée du Rio Colorado

(Fig.37).

A/ CALCUL DES SURFACES DES BASSINS VERSANTS

Les surfaces des bassins versants ont été calculées en utilisant ArcGis et Google Earth.

Ce dernier a été d’une très grande utilité pour l’estimation des multiples données altitudinales

nécessaires à cette analyse. Les caractéristiques morphométriques des bassins versants ont été

traduites par des paramètres simples :

- la superficie du bassin versant

- la dénivelée spécifique, un indice de pente calculé de la manière suivante

Fig. 37- carte de localisation des cônes de déjection étudiés (trois cônes n’ont pu être localisés sur la carte en

raison de l’échelle)

100

Ds = [Hmax-Hmin / 1000] / Ad0.5

avec Hmax (m), l’élévation du point le plus élevé du bassin versant, Hmin (m), l’élévation du

point le plus bas du bassin versant et par conséquent le plus élevé du cône de déjection Ad et

la superficie du bassin versant en km2.

B/ CALCUL DES SUPERFICIES POUR LES CONES DE DEJECTION

Les paramètres déterminés pour chaque cône de déjection sont la superficie (km2), la

pente moyenne mesurée le long d’une bissectrice, qui correspond à la tangente de l’angle

d’inclinaison, et la longueur (m) le long de la bissectrice (Tab.1). Les conditions

topographiques du fond des vallées principales où se trouvent les cônes de déjection ont été

exprimées par la largeur disponible Lav (m), mesurée à partir du sommet du cône de déjection

jusqu’au côté opposé de la vallée ou à

d’autres obstacles qui s’opposent à

l’extension du cône (Fig.38).

Fig. 38- Croquis de la méthode de calcul de

la bissectrice des cônes de déjection étudiés

et de la largeur disponible en fond de vallée

(Rio Turbio) à l’aide de Google Earth

Tab. 4 - Données morphométriques relevées dans les bassins versants et les cônes de déjection

101

C/ CORRELATION ENTRE LES VARIABLES MORPHOMETRIQUES

- RECUEIL DES DONNEES

Les cônes de déjection choisis ont été sélectionnés sur le terrain en fonction de leur

localisation et de leur stade de développement. Leurs superficies ont été calculées grâce à

Google Earth tout comme celle des bassins versants. Le logiciel ArcGis n’a pas permis de

réaliser cette opération sur l’ensemble des bassins versants, certains bassins versants ayant des

superficies trop petites. Suivant les indications bibliographiques (Bull, 1964 ; Melton,

1965) ainsi que la méthodologie employée par (Brochot & Lorenzo, 2004), les

caractéristiques morphométriques des bassins versants ont été traduites par des paramètres

simples, à savoir la superficie du bassin versant et la dénivelée spécifique.

Ds, un indice de pente calculé comme :

Ds = [Hmax-Hmin / 1000] / Ad0.5

où :

Hmax (m) : élévation du point le plus élevé du bassin ;

Hmin (m) : élévation du sommet du cône de déjection ;

Ad (km2) : superficie du bassin versant.

La dénivelée spécifique correspond au coefficient de rugosité proposé par M. Melton

(1965) dans son étude sur les cônes de déjection de l’Arizona aux Etats Unis (Brochot &

Lorenzo, 2004).

Les paramètres déterminés pour chaque cône de déjection sont la superficie Af (km2),

la pente moyenne mesurée le long de la bissectrice Sf (-), qui correspond à la tangente de

l’angle d’inclinaison, et la longueur Lf (m) le long de la bissectrice (Annexe 2). Les

conditions topographiques du fond des vallées principales où se trouvent les cônes de

déjection ont été exprimées par la largeur disponible Lav (m), mesurée à partir du sommet du

cône de déjection jusqu’au côté opposé de la vallée ou à d’autres obstacles qui s’opposent à

l’extension du cône (Fig.39).

Fig. 39- Topographie simplifiée d’un cône de déjection

dans le fond d’une vallée. Lf : longueur du cône de

déjection. Lav : largeur disponible dans la vallée

principale d’après (Brochot & Lorenzo, 2004)

102

3.3.3 UTILISATION DE LA MORPHOMETRIE DES GLACIRS ROCHEUX

Le développement de ces unités périglaciaires étant variable d’un bassin versant à un

autre, notre démarche a été de rechercher des conditions locales particulières pouvant

expliquer les variations de ligne d’équilibre glaciaire (LEG) et l’altitude minimale atteinte lors

de leur extension maximale. Ce sont les quatre bassins versants situés à l’aval de la vallée du

Rio Colorado qui vont nous fournir les variables morphométriques susceptibles d’expliquer

les différences de développement entre ces glaciers rocheux voisins.

. Il est communément admis dans la littérature que les appareils glaciaires d’un même

secteur peuvent réagir de façon très variée selon leur exposition et leur altitude. Pour la

variable altitude, les auteurs (Evans & Cox, 1995) utilisent surtout le plus haut sommet

encadrant le glacier et l’altitude du fond du cirque.

L’adaptation de cette méthode aux glaciers rocheux induit certains inconvénients dans

la mesure où il ne nous est pas possible de mesurer l’altitude du fond du cirque puisque les

glaciers rocheux occupent cet espace et qu’il est très difficile d’estimer leur épaisseur. Seule

l’altitude du plus haut sommet est donc retenue. Le pouvoir différenciateur du dénivelé et de

la pente des parois des cirques glaciaires est mis en avant par (Evans & Cox, 1995 ; Evans,

1999 ; Garcia-Ruiz et al., 2000). Ces variables peuvent également être prises en compte dans

le cas de glaciers rocheux puisque déterminant les modalités d’accumulation de neige. Pour

calculer la pente moyenne des parois des cirques, nous avons choisi de mesurer la pente des

parois le long de trois axes, l’un dans la longueur du cirque puis les deux autres dans la

largeur, et de retenir la moyenne des trois valeurs obtenues (Fig.40) (Cossart, 2005).

Pour compléter cet ensemble de variables, il convient de prendre en compte la forme

générale du cirque : celle-ci conditionne le degré de concentration de la neige au fond du

cirque (Cossart, 2001). En effet, plus le cirque est « compact » et présente une forme proche

d’un entonnoir, plus la neige est susceptible de venir s’y accumuler au fond par le biais des

avalanches. Plus l’aire du fond du cirque est petite par rapport à l’impluvium, plus la quantité

de neige accumulée sera importante. Pour calculer ce rapport entre l’aire de l’impluvium et

l’aire du fond du cirque, il est possible d’utiliser un « indice morphométrique de compacité »

(Allen, 1998). On peut estimer cette « compacité » grâce à l’équation suivante (Cossart,

2001) :

I = Lc * lc

LF*lf

103

avec Lc, la longueur du cirque, lc la largeur du cirque, LF la longueur du fond du cirque et lf,

la largeur du fond du cirque. Plus ce rapport augmente, plus l’aire de l’impluvium est

importante par rapport à l’aire du fond du cirque et plus l’épaisseur de la neige susceptible de

venir s’accumuler sera grande, favorisant son maintien, sa transformation et l’alimentation du

glacier rocheux (Fig.40).

Ces masses glaciaires contribuent ainsi au régime hydrologique nivo-pluvial de la

cordillère de l’Elqui dans un pas de temps différent des masses glaciaires libres de couverture

sédimentaire. La quantification de leur contribution au bilan hydrologique même si elle est de

faible ampleur, se doit être prise en considération.

104

Fig. 40 - Méthode de calcul des variables morphométriques, adapté d’après Cossart, (2001)

105

3.3.3 CHOIX DE LA METHODE DE DATATION

Le choix d’une méthode de datation s’effectue en fonction du cadre physique,

notamment en fonction de la nature du matériau à dater, de l’échelle de temps considérée et de

la problématique (Cossart, 2005). Dans notre cas, il s’avère nécessaire de justifier dans un

premier temps l’utilisation de notre méthode de datation.

A/ UNE METHODE DE DATATION JUSTIFIEE

En milieu de montagne, les datations absolues sont le plus souvent problématiques : la

rareté de la matière organique ou d’organismes paléontologiques gêne le recours à des

méthodes de datation classiques comme le 14

C ou la biochronologie (Veit, 1996 ; Fort, 2004 ;

Cossart, 2005 ; Zech, 2006a, Zech et al., 2007). L’établissement d’un cadre chronologique

bien défini constitue l’un des objectifs principaux de notre travail en vue de reconstituer le

calendrier de mise en place des éléments de fond de vallée de la cordillère de l’Elqui. La

présence de matière organique dans les formations alluviales de notre terrain d’étude nous a

permis de pallier au coût induit par l’utilisation de techniques comme la thermoluminescence

ou la technique reposant sur l’estimation des durées d’exposition aux rayons cosmiques

(Cosmic Ray Exposure) souvent utilisées en milieu semi-aride montagnard.

B/ PRINCIPE DE LA METHODE DE DATATION PAR AMS 14C

Parmi les trois principaux isotopes de carbone présents à l’état naturel (12

C, 13

C et 14

C), le 14

C est le plus rare, il ne représente que 0.00000000010% du carbone présent dans

l’atmosphère (Aguilar Martorell, 2010). Le carbone 14 (14

C) ou radiocarbone est un isotope

radioactif du carbone dont la période radioactive (ou demi-vie) est égale à 5730 ans.

Un organisme vivant assimile le carbone sans distinction isotopique, la proportion de 14

C par rapport au carbone total (12

C, 13

C et 14

C) étant la même que celle existant dans

l'atmosphère du moment.

La datation du 14

C se fonde ainsi sur la présence, dans tout organisme vivant, de

radiocarbone en infime proportion (de l'ordre de 10-12 pour le rapport 14

C /C total). A partir

de l'instant où meurt un organisme, les échanges avec l’extérieur cessant, la quantité de

radiocarbone qu'il contient décroît au cours du temps selon une loi exponentielle connue

106

(désintégration naturelle des atomes de carbone 14). Un échantillon de matière organique issu

de cet organisme peut donc être daté en mesurant le rapport 14

C /C total.

La technique dite AMS (accelerator mass spectrometers) que nous avons utilisée

nécessite la réduction de l’échantillon de carbone en graphite (100% C) afin de pouvoir le

positionner dans le spectromètre accélérateur de masse et calculer la quantité de 14

C. Le

principal intérêt de cette méthode AMS est de permettre la datation d’échantillons de matière

organique de très petite taille. Elle a été utilisée sur l’ensemble des échantillons en raison de la

difficulté à échantillonner des quantités substantielles. Cette technique est néanmoins plus

onéreuse, elle doit donc être utilisée à bon escient et après analyse des sédiments adjacents.

Le résultat obtenu doit ensuite être corrigé par un calibrage prenant en considération

les variations de la concentration du 14C dans l’atmosphère au cours du temps.

- AGE CONVENTIONNEL ET AGE CALIBRE

L'âge 14

C conventionnel d'un échantillon de matière organique, exprimé en années

(B.P) « before present », est calculé en considérant les deux éléments suivants :

- la période de désintégration du 14

C a été mesurée vers 1950 par Libby à 5568

ans (Libby, 1955) ; or, depuis, des expériences plus précises ont été réalisées et donnent une

période de 5730 ans ;

- la date de référence à partir de laquelle est mesuré le temps écoulé depuis la

mort de l’organisme a été fixée à 1950 par Libby.

Par ailleurs, dès le début des années 1960, certaines divergences systématiques ont été

observées, sur les mêmes échantillons, entre l'âge issu de la datation au carbone 14 et celui

estimé par l'archéologie ou la dendrochronologie.

En effet, il s’avère que suite aux variations du champ magnétique terrestre, le taux de

production du radiocarbone naturel a varié au cours du temps. Les changements climatiques

ainsi que le rejet massif de carbone fossile dans l’atmosphère par l’industrie et les transports

ont également modifié la teneur totale de carbone, donc de 14

C. De plus, durant les années

1950 et 1960, les essais nucléaires ont presque doublé la quantité de radiocarbone dans

l’atmosphère. Par conséquent, les conventions choisies par Libby n’étant pas satisfaisantes, et

la quantité globale de 14

C total dans la biosphère n'étant pas constante dans le temps, il est

devenu nécessaire de construire des courbes de calibration en confrontant les datations

obtenues par 14

C et celles données par d’autres méthodes telles que la dendrochronologie.

Ainsi, on transforme via ces courbes, l’âge BP en âge calibré ou calendaire exprimé sous

107

forme d’intervalles chronologiques associés à un pourcentage de probabilité

(http://www.ciram-art.com/cariboost_files/ciram_c14_expertise.pdf)

Lorsque les restes de matière organique sont rapidement recouverts de sédiments qui

empêchent sa décomposition, le matériel organique sera préservé sous forme d’un charbon

intercalé dans les couches sédimentaires. L’échantillonnage et la mesure de la concentration

en 14

C indique alors l’âge du dépôt du matériel organique à condition que l’âge de la mort de

l’organisme corresponde à celle de son dépôt. Pour notre étude, 5 échantillons de matière

organique piégée dans des sédiments fluvio-lacustres ont été prélevés.

La procédure utilisée par le laboratoire Beta Analitics Inc de Miami (USA) avec lequel

nous avons travaillé est la suivante : 1/ isoler la matière organique ; 2/ préparation chimique

de l’échantillon et 3/ mesure de la concentration en 14C de l’échantillon. Selon la description

méthodologique décrite par le laboratoire (http://www.radiocarbon.com/analytic.htm),

l’isolation de la matière organique passe par une étape de prétraitement identifiée sur la fiche

de résultat de chaque datation (cf. Annexes).

C/ THERMOLUMINESCENCE ET RADIONUCLEIDES COSMOGENIQUES : DES METHODES

UTILISABLES

.

L’utilisation de la thermoluminescence pour dater la mise en place des cônes de

déjection avait été envisagée mais le nombre relativement élevé de datations nécessaires afin

d’obtenir un résultat probant, ainsi que la difficulté à échantillonner des dépôts non remaniés

et non remis à la lumière nous en a dissuadés. Cette technique demeure cependant la plus

appropriée au calage de la période favorable au développement des cônes de déjection et par

conséquent des multiples obturations ayant affecté les fonds de vallée durant le Quaternaire.

En effet, les dépôts alluviaux et les colluvions potentiellement piégés lors des obturations

pourraient être datés avec cette méthode, là où les couches de matière organique ne permettent

pas un échantillonnage.

Une discussion orale avec Roland Zech de l’Université de Bern nous a également

éclairés sur la difficulté d’utiliser la datation par calcul de la concentration en radionucléides

cosmogéniques à l’amont de notre zone d’étude en raison de l’absence de surfaces rocheuses

datables. Les repérages sur le terrain nous ont permis de constater ces observations. En effet,

l’intensité de la gélifraction au-dessus de 3000 mètres d’altitude ne laisse que peu de blocs

susceptibles de faire l’objet d’échantillonnages. Son intérêt pourrait être tout autre dans la

datation des cônes de déjection et des coulées de débris que l’on rencontre tout au long du

108

bassin versant du Rio Elqui. Un détail de taille est cependant à prendre en considération dans

l’interprétation des résultats qui pourraient être obtenus puisqu’il est nécessaire de prendre en

considération la notion d’héritage dans les résultats. Il est compliqué d’estimer le temps

d’exposition de l’échantillon avant son enfouissement d’autant plus que des effets de stockage

temporaires et de remaniements des sédiments peuvent avoir eu lieu en amont à plusieurs

reprises (Hallet, 1994). Il existe néanmoins aujourd’hui des méthodes d’intégration de cette

notion d’héritage afin d’éviter les multiples échantillonnages nécessaires à la compensation de

la nature stochastique du transport des sédiments (Anderson et al., 1996). Il existe donc sur

notre terrain d’étude et au-delà jusqu’à l’embouchure du Rio Elqui une opportunité de

recherche qui trouverait une complémentarité avec ce travail.

109

CHAPITRE 4

LE COURS AMONT DU RIO ELQUI

La hiérarchisation spatiale ne peut être transposée à la temporalité nécessaire à la mise

en place de ces unités du relief, tant le transit sédimentaire a été remanié à de multiples

reprises. Les formes et modelés situés en amont de Juntas (vallée du Rio La Laguna, Rio

Colorado et Rio Toro) peuvent néanmoins être classés sous deux thématiques que sont le

modelé glaciaire et les processus paraglaciaires. En effet, ce n’est qu’à partir de 3100 mètres

d’altitude qu’il est possible d’observer les formes d’accumulation d’origine glaciaire

permettant de délimiter l’extension des glaciers rocheux et du glacier El Tapado. Cette

délimitation donnera lieu à une discussion avec les extensions proposées par les études

antérieures.

Ce chapitre s’attachera donc tout d’abord à détailler le plus précisément les limites de

l’englacement quaternaire d’après les modelés et les formations de terrain observés avant de

décrire et localiser les processus paraglaciaires de prise en charge et de transport des stocks

sédimentaires disponibles depuis ces zones source vers l’aval.

110

4.1 EXTENSION DU MODELE GLACIAIRE

La haute cordillère (cordillère principale orientale) se distingue très nettement de la

moyenne montagne (cordillère principale occidentale) par ses sommets aux arêtes plus

fraîches et surtout par des sommets qui dépassent souvent les 5000 mètres et dont deux

d’entre eux dépassent les 6000 mètres, le Cerro Olivares qui s’élève à 6252 m (Photo.15) et le

Cerro Las Tortolas, point culminant de la région avec 6332 mètres. Aucun col frontalier ne se

fait à moins de 4000 mètres, en témoigne le passage de la frontière Argentino-Chilienne qui

se fait au Paso Agua Negra à 4775 mètres. Englacée durant les dernières phases froides du

Pléistocène, aucune trace des glaciations précédentes ne sont aujourd’hui observables. La

ligne d’équilibre glaciaire actuelle approche les 5000 mètres d’altitude selon Ginot et al.,

(2006), ce qui explique les très faibles étendues couvertes par l’eau à l’état solide. On devine

de-ci de-là, quelques plaques de glace et de névé d’ampleur insignifiante (Paskoff, 1970).

Seul subsiste, dans cette région du Chili semi-aride, un petit glacier résiduel auquel Paskoff

(1970), avait donné le nom de glacier du Tapado en raison du sommet du même nom tout

proche (photo.16). Il est orienté vers le Sud-est-ce qui explique sa conservation.

Fig. 41- localisation de la zone intitulée cours amont du rio Elqui

111

Photo. 16- Glacier El Tapado (5536 m) Cliché: Houbart. A, Orientation: Nord-ouest

Photo. 15- Le Cerro Olivares, point culminant de notre zone d’étude (6332 m)

Cliché : Houbart. A, Orientation : Est

112

4.1.1 LE GLACIER EL TAPADO

Ce glacier constitue l’unique archive glaciaire pour la reconstruction paléoclimatique

du Norte-Chico. La langue glaciaire descend du Cerro El Tapado culminant à 5536 m et

atteint l’altitude minimale de 4600 m environ. Certains sommets aussi hauts voire davantage,

tel que le Cerro Olivares 6252 m sont totalement libres de glace, ce qui suggère que la

présence de ce glacier El Tapado est atypique pour cette région. En effet, les causes de son

développement semblent liées à une accumulation des conditions particulières telles qu’un

excès local de précipitation, un apport d’humidité atmosphérique par les vents ou encore le

rôle de la topographie (Kull et al., 2002).

Ginot et al., (2006), ont réalisé un carottage de 36 mètres de profondeur dans le glacier

afin de reconstruire l’évolution de la masse de celui-ci. Ce genre de carottage permet

d’identifier les conditions météorologiques passées, les changements climatiques et

l’évolution de la composition atmosphérique. Durant les deux dernières décennies, des

carottages ont été réalisés sur les glaciers du Quelccaya (Pérou), Huascarán (Pérou), Sajama

(Bolivie) (Thompson et al., 1998) et Illimani (Bolivie) (Knüsel, 2003) afin d’en déduire leurs

variations.

Précipitations d,f

(mm/an

-1)

Températures a,f

(°C)

Radiations a,f

(kwh m

-2 j

-1)

Vent a,b,c

(m.s

-1)

Humidité relative

a,b,c

(%)

Nébulosité e

(%)

moyenne annuelle

400 -0.4 5.62 4.36 28 15

amplitude annuelle

100 mm en été

6 2.1 2 3 5

amplitude journalière gradient

thermique / 100m

12

8

-0.68 (été) -0.71 (hiver)

0.04

0.08

0.09

0.84

Tab. 5- Conditions climatiques modernes sur le site du glacier El Tapado à 4000 m (Kull et al., 2002)

a Tapado 4215 m (30°08’S / 69°55’W ; 1998-1999)

b El Laco 4400 m (23° 50’S / 67°29’W ; 1990-1994)

c El Laco 5000 m (23° 50’S / 67°29’W ; 1990-1994)

d (Minetti et al., 1986)

e (Amman, 1996) f Vuille (1996)

113

Les 1901 échantillons prélevés dans la carotte glaciaire ont fait l’objet d’une analyse

de la concentration des ions suivants : Na+, K

+, Mg

2+, Ca

2+, NH4

+, SO4

2-, NO3

-, Cl

-, CH3SO3

-,

C2O42-

, le pH, la conductivité ainsi que les isotopes stables : δ2H et δ

18O. Le comptage des

couches estivales et hivernales permet d’estimer l’accumulation nette annuelle moyenne sur la

période 1963-1999 à 316 mm weq. Les données varient de 102 mm weq en 1980 à 1032 mm

weq en 1966.

Le processus de sublimation engendre la concentration des ions Cl-, SO4

2-, K

+ (Ginot

et al., 2006). Le chlore semble être le meilleur traceur pour estimer les quantités d’eaux

perdues par sublimation et son analyse a permis de définir les conditions climatiques

suivantes :

A/ RECONSTRUCTION DES PARAMETRES CLIMATIQUES POUR LA PERIODE

MODERNE 1920-1999

Les paramètres annuels de la masse glaciaire ont été comparés au Southern Oscillation

Index (SOI) et avec le taux de précipitation extrapolé. 70% des valeurs moyennes annuelles

d’accumulation nette sur la période 1962-1999 correspondent à une phase humide El-Niño. A

l’opposé, seulement 50% des valeurs de sublimation correspondent à des phases sèches. Ces

résultats viennent renforcer l’hypothèse que les conditions climatiques de la région du Cerro

Tapado sont liées aux apports d’humidité des Westerlies durant les phases El-Niño et que

durant les phases sèches (La-Niña), les apports d’humidité venus de l’Est ainsi que la

nébulosité sont à l’origine d’une diminution de la sublimation. L’extrapolation des données

des précipitations annuelles de la Serena a été réalisée en appliquant un gradient de 4.3

mm/100m. Sur la période 1962-1999, la moyenne des précipitations devrait être d’environ

315 mm, ce qui est inférieur aux 539 mm déduits de l’analyse de la carotte glaciaire. L’une

des explications pourrait être le développement de précipitations convectives venant de l’Est

et observées dans la vallée de l’Elqui (Begert, 1999).

B/ RECONSTRUCTION DES PARAMETRES PALEOCLIMATIQUES

L’analyse de la partie inférieure de la carotte comprise entre 23.5 m et 36 m de

profondeur permet d’estimer les conditions climatiques contemporaines du dépôt. Ainsi, une

moyenne des températures inférieure de 3°C (+ /- 1.5°C) par rapport à aujourd’hui et une

moyenne des précipitations annuelles supérieure de 290 mm (+/- 150 mm) pour la période

antérieur à 1920 ressortent de cette étude (Ginot et al., 2006) (Tab.5).

114

Tab. 6 - Reconstruction des conditions climatiques à partir de l’analyse du carottage couplée au mass

balance model de (Kull & Grosjean, 2000 ; Ginot et al., 2006)

Kull & Grosjean, (2000) ont estimé qu’il faudrait une cinquantaine d’années de

sécheresse extrême afin de faire disparaître complètement le glacier. Se pose alors la question

de la période durant laquelle ce glacier a pu se développer sachant qu’il est vulnérable à la

sécheresse. L’observation effectuée par (Brackebusch, 1892) sur le glacier Agua Negra situé

côté argentin à quelques kilomètres du glacier El Tapado, met en avant une extension plus

conséquente que l’actuelle vers 1890 A.D et le décrit comme un « glacier-ami » « glacier

friendly » au glacier El Tapado. Ceci nous permet donc de savoir que le glacier El Tapado

existait déjà à cette période mais paradoxalement, les conditions de sécheresse prévalant

durant l’Holocène moyen comme nous l’avons déjà montré, n’auraient pas permis au glacier

de se développer. Après l’Holocène moyen (< 2600 B.P), des avancées prononcées sont

observées à 30°S (Grosjean et al., 1998). Des moraines sont également observables dans la

vallée du Rio Colorado, attestant d’une position plus an aval du glacier El Tapado mais datant

du dernier maximum glaciaire selon Paskoff (1970) (Photo.17 et 18).

Paramètres 1998/1999

1920/1999

23.5 m-sommet différence

Mesurés ou modélisés

Moyenne moderne Paléo-conditions Paléo/moderne

Température

annuelle moyenne

(°C)

-11.5 -12.4 ± 0.2

-15 ± 1.5 -3 ± 1.5

Accumulation

totale (mm/an)

750 540 ± 45 830 ± 50 290 ± 150

Accumulation

d’hiver (mm)

500 310 ± 45 780 ± 50 470 ± 100

Accumulation

d’été (mm)

250 230 ± 45 50 ± 50 -180 ± 100

Sublimation

(mm/an)

490 240 620 380

Accumulation net 260 300 210 -80

115

Fig. 42- Croquis géomorphologique de l’extrême amont de la vallée du Rio Colorado, modifié d’après

Paskoff (1970)

116

4.1.2 LES GLACIERS ROCHEUX

Le gel permanent du sol, lorsqu’il permet la création de glace au sein des

accumulations détritiques de versant, est à l’origine de formes typiques des milieux alpins, les

plus emblématiques étant les glaciers rocheux (Bodin, 2007). Les glaciers rocheux sont des

systèmes dynamiques complexes, où débris rocheux plus ou moins anguleux et à structure

plus ou moins ouverte sont emballés dans une matrice de glace et ce dans des proportions plus

ou moins importantes.

Bien que leurs réserves hydriques soient moindres que celles disponibles dans les

glaciers, leurs répartitions et leurs superficies plus importantes leurs confèrent une grande

importance dans le cycle hydrologique. En remontant la vallée du Rio Colorado, c’est sur le

versant Ouest que se développent ces glaciers rocheux (Fig.43) ainsi qu’aux abords du glacier

El Tapado où Milana & Güelle (2008) ont identifié par réfraction sismique, deux types de

glaciers rocheux. Le premier type est appelé glacier rocheux cryogène ; modelé périglaciaire,

ce type de glacier rocheux doit son existence à la présence d’un pergélisol et de lentilles de

glaces favorisant son déplacement (Fig.44). Ils se forment par l’accumulation très localisée de

neige ou d’avalanches provenant des versants, corniches d’un cirque par exemple. La

structure interne s’organise avec une alternance de lentilles de glaces et de débris. Le

deuxième type « glacigénique », doit son existence au passage progressif d’un glacier

conventionnel à un glacier couvert puis à un glacier rocheux. Son noyau de glace est plus

massif que pour les glaciers rocheux cryogéniques (Milana & Güell, 2008).

117

Fig. 43- Carte de localisation des masses glaciaires et des glaciers rocheux dans la vallée du

Rio Colorado. Carte modifiée d’après (Milana & Güell, 2008)

118

Fig. 44- Système de glaciers rocheux en aval du glacier El Tapado.

119

A/ RELATION ENTRE INDICES MORPHOMETRIQUES ET EXTENSION : RESULTATS

Il n’y a pas, contrairement à ce que l’on aurait pu croire, de relation évidente entre

l’indice de compacité élevé et l’extension des glaciers rocheux. En effet, ce n’est pas dans les

cirques glaciaires ayant les indices de compacité les plus élevés que l’on trouve les glaciers

rocheux les plus développés. La fourchette des indices de compacité varie de 7.31 à 51.33

alors que la pente moyenne des cirques est relativement homogène, variant de 52 à 67 %. Les

quatre glaciers rocheux étudiés semblent être davantage sensibles à la superficie

d’accumulation possible qu’à la pente moyenne et qu’au dénivelé moyen. En effet, seul le

glacier rocheux identifié comme n°2 sur la figure n°40 a durant le maximum glaciaire atteint

le fond de la vallée du Rio Colorado ; en témoigne sur le terrain un vestige de lobe frontal à

3500 m. Malgré un indice de compacité relativement faible de 12.63, il est le plus étendu et la

superficie de son cirque est de 3.13 km2 contre respectivement 2.46, 0.95 et 3.14 pour les

n°1,3 et 4.

Si les variables morphométriques décrites ci-dessus n’ont que peut d’impact sur les

modalités d’évolution des glaciers rocheux de la vallée du Rio Colorado, il faut cependant

noter que l’englacement quaternaire y est très localisé ce qui traduit davantage une

dépendance aux facteurs climatiques et à l’orientation qu’à la morphologie des bassins

versants.

B/ L’INFLUENCE DE L’ORIENTATION

Les glaciers et névés, lorsqu’ils existent, sont tous localisés dans la partie Nord-ouest

des cirques et par conséquent face au sud-est, exposition la plus favorable dans l’hémisphère

austral au maintien d’un couvert neigeux. Cette dissymétrie aujourd’hui bien présente et

facilement observable depuis le fond de la vallée, fut légèrement modifiée lors du dernier

maximum glaciaire en raison d’un accroissement de l’humidité et de la baisse des

températures moyennes. En effet, dans la vallée du Rio Colorado, neuf vallées suspendues du

versant Ouest abritaient des glaciers dont la longueur variait entre 2.5 et 4 kilomètres. Parmi

ces glaciers, seuls quatre provenant de ce versant occidental ont atteint le talweg et seul celui

d’Allende a obstrué complètement le fond de la vallée. Le versant oriental quant à lui, ne

possédant pas l’exposition nécessaire à l’extension d’un glacier ou glacier-rocheux, ne montre

qu’un complexe morainique en situation perchée à dix kilomètres en amont de la moraine

Allende. Dans la Quebrada Sin Fin, perpendiculaire à la vallée du Rio Colorado là où elle

effectue un coude, on peut observer dans la partie supérieure du bassin versant, un glacier

rocheux face à l’Est et un autre venant du Nord.

120

Il existe cependant, dans la quebrada El Tapado dont l’arête sommitale est recouverte

par le glacier El Tapado, des glaciers rocheux dont l’orientation vers l’Ouest infirme ce que

nous venons de présenter à l’échelle locale. Il en est de même sur le versant Est de la vallée de

la Laguna, à l’aval du barrage artificiel actuel dit de « La Laguna » à 3100 mètres d’altitude,

où un dépôt de pente glissé ou mouvement de masse présente certains indices de fluage

caractéristiques des glaciers rocheux.

Des conditions plus favorables au développement de masses glaciaires et de glaciers

rocheux ont donc existé durant le Quaternaire et sont à l’origine de formations ayant obstrué

sur des pas de temps variables le talweg de la vallée du Rio Colorado et du Rio La Laguna

induisant un arrêt momentané du transit sédimentaire. Nous reviendrons sur l’impact de ces

obturations sur le façonnement du relief de fond de vallée durant le Quaternaire (cf. Chapitre

5).

4.1.3 L’APPORT DE LA CRYOSPHERE AU BILAN HYDROLOGIQUE

A/ GLACIERS NON COUVERTS ET GLACIERS ROCHEUX

Les résultats obtenus à partir de la station de La Laguna, située à 3130 m d’altitude,

démontrent une bonne corrélation entre le débit annuel mesuré à La Laguna et le débit annuel

mesuré sur le Rio Turbio à 960 m d’altitude avec un coefficient de corrélation de R= 0.91.

Les précipitations annuelles mesurées à La Laguna ont une corrélation moins importante avec

les précipitations annuelles mesurées à Varillar (960 m) avec R= 0.78.

Le coefficient de ruissellement (Pouyaud et al., 2005) et le déficit de ruissellement ont

dû être calculés et, bien que les pluviomètres ne soient pas uniformément répartis sur

l’ensemble de la zone d’étude, il n’a pas été nécessaire de réaliser d’interpolation puisque

ceux-ci enregistrent les données pluviométriques provenant du même bassin versant.

Le coefficient de ruissellement de notre zone d’étude est de 83% pour la zone située à

au dessus de 3100 m, de 42% pour le bassin versant du Rio Toro et de 67% pour la partie du

bassin versant de notre zone d’étude comprise entre la station de La Laguna (3130 m) et celle

de Varillar (960 m) (Fig.45). Pour les déficits de ruissellement, on obtient respectivement -31,

-110 et -147 mm w.e a-1

. Le bassin versant du Rio Toro n’a certes pas été prospecté dans sa

totalité en raison des très grandes superficies à couvrir mais l’analyse hydrologique lui a tout

de même été appliquée puisque connecté au réseau hydrographique de notre zone d’étude dès

sa confluence avec le Rio La Laguna à hauteur de Juntas, à 2200 m d’altitude (Fig.44).

121

Le faible déficit de ruissellement pour la partie amont de notre zone d’étude -31 mm

w.e.a-1

signifie que l’écoulement à la station de La Laguna est pratiquement équivalent à

l’apport des précipitations.

Afin de déterminer la part que représente l’apport de la cryosphère dans le bilan

hydrologique, il a été nécessaire de dénombrer et de délimiter les glaciers et glaciers rocheux.

Les surfaces en glace libres de couverture détritique représentent 3.8 km2 et les glaciers

rocheux ou glaciers couverts, représentent environ 10 km2.

Le cumul de ces surfaces représente entre 1 et 2 % de la superficie du bassin versant.

Dans ces calculs, il a fallu prendre en considération la perte de masse de ces unités glaciaires

et pour cela, nous avons utilisé les estimations disponibles dans la littérature et notamment le

travail de (Rivera et al., 2002) sur le glacier Tronquitos (28°32’S, 69°43’W). Ses observations

ont permis de calculer la fonte moyenne des glaciers du Norte-Chico entre 1945 et 1996. Le

taux d’ablation oscille entre 0.7 et 1.4 m.a-1

sur les glaciers étudiés. Ce taux a été appliqué a

notre zone d’étude afin de pouvoir estimer la part que représente la fonte des glaces dans le

bilan hydrologique à la station La Laguna.

(Krainer & Mostler, 2002) ont mis en évidence dans les Alpes Autrichiennes, un

apport hydrique des glaciers rocheux inférieur de deux à trois fois celles des glaciers non

couverts. Rapportée à notre zone d’étude, nous pouvons estimer la contribution des glaciers

non couverts et des glaciers rocheux à environ 200 L s-1. D’après les données disponibles sur

Fig. 45- Coefficients de ruissellement et déficit de ruissellement dans la haute cordillère

de l’Elqui. Réalisation, Houbart. A

122

la période (1966-2008), cette valeur correspond à environ 10 % du débit moyen annuel

enregistré à la station La Laguna.

B/ APPORT DE LE FONTE DE LA COUVERTURE NEIGEUSE

Même si l’apport des eaux de fonte glaciaires est non négligeable, il est néanmoins

assez faible, par conséquent, la fonte des neiges constitue sans nul doute la part la plus

importante de l’apport en eau. Pour vérifier ce point, il faut appréhender le taux de couverture

neigeuse sur cette partie du bassin versant. Le coût financier ne nous permettant pas l’achat

d’une multitude de photos aériennes sur plusieurs saisons et plusieurs années, les données sur

la durée de l’enneigement et sur la surface enneigée dans la haute cordillère ont été obtenues

grâce à la Direccion General de Aguas (DGA). Ainsi, la durée moyenne d’enneigement dans

la partie amont de la haute cordillère est de quatre mois et la neige couvre 80% de cette partie

du bassin versant. A 3000 mètres d’altitude, le manteau neigeux se maintient en moyenne un

mois de moins qu’à 5000 mètres et l’intégralité de la couverture neigeuse a disparu un à deux

mois après les dernières précipitations neigeuses.

Lorsque l’on superpose la moyenne annuelle des précipitations sur une période allant

de 1966 à 2008 (tout en considérant que les précipitations mesurées à la station La Laguna

sont représentatives des précipitations de l’ensemble du bassin versant), au déficit de

ruissellement sur la même période, on s’aperçoit que celui-ci est fortement négatif lors des

périodes extrêmement pluvieuses (Fig.46). A contrario, durant les périodes où les

précipitations ont été plus faibles, le déficit de ruissellement est légèrement négatif, voire

positif, ce qui signifie que le débit en eau est supérieur aux apports d’eau par précipitation. La

contribution de la fonte des neiges et de la glace est par conséquent significative avec une

contribution plus importante issue de la fonte des neiges.

La sublimation n’a pas été intégrée dans les calculs en raison de la difficulté liée à sa

prise en compte et à son application au couvert neigeux. Les données sur la sublimation dans

le Norte-Chico sont parcellaires ; cependant, deux études ont permis d’obtenir des

informations précises journalières et annuelles mais uniquement sur glacier. En effet, (Stichler

et al., 2001) ont enregistré entre le 11 février 1999 et le 16 février 1999, un taux de

sublimation compris entre 2 et 4 mm w.e. j-1

sur le glacier El Tapado et (Ginot et al., 2006)

ont obtenu un taux de sublimation annuelle moyenne de 327 mm w.e a-1 sur la période (1962-

1999).

123

N° identification

Rivière Station Altitude Latitude Longitude Superficie drainée Km

2

Période

R10 La Laguna Embalse La Laguna

3130 m 30°12'S 70°02'O 560 1966-2008

R11 El Toro Juntas 2150 m 29°58'S 70°06'O 468 1990-1998

R14 Turbio Varillar 960 m 29°57'S 70'32'O 4148 1990-1998

N° identification

Rivière Station Altitude Latitude Longitude Précipitations par an (mm)

Période

P15 La Laguna

Embalse La Laguna

3100 m 30°12'S 70°02'O 161 1954-2008

P16 La Laguna

Juntas 2155 m 29°58'S 70°06'O 110 1990-2008

P21 Turbio Huanta 1240 m 29°50'S 70°23'O 65 1990-2008

P23 Turbio Rivadavia 850 m 29°58'S 70°34'O 104 1954-2008

Tab. 7 - Stations hydrologiques et pluviomètres utilisés pour l’étude

Fig. 46- Coefficients de ruissellement et déficit de

ruissellement dans la haute cordillère de l’Elqui.

124

4.1.4 LES FORMES D’ACCUMULATION

Les moraines sont des amoncellements de matériaux dus à l’action des glaciers

(Tricart & Cailleux, 1961 ; Flint, 1957). Nous utiliserons ici le terme de « moraine » réservé à

la forme du dépôt et non pas le terme de « till » désignant les dépôts et les sédiments

amorphes (Ben et Evans, 1998). La localisation de ces moraines permet de reconstituer les

limites du glacier El Tapado qui les a façonnées mais également de délimiter les zones

d’extension des glaciers rocheux. Les trois familles de formes et de formations utiles dans ce

genre d’exercice, sont :

- les traces de raclage glaciaire ;

- les traces de l’abrasion glaciaire dans la partie amont du bassin versant ;

- les édifices juxtaglaciaires et frontaux

révèlent la géométrie et la dynamique du paléo-glacier dans sa partie aval et amont. Nous

nous attacherons uniquement aux traces d’ablation et aux édifices juxtaglaciaires et frontaux

dans la mesure où les traces de raclage glaciaire ont pratiquement disparu sous les dépôts de

pieds de pente.

A/ LES EDIFICES MORAINIQUES

La forme des moraines s’explique en grande partie par la configuration topographique

du glacier et plus particulièrement de sa position par rapport aux versants. Le glacier El

Tapado a, lors de son retrait, laissé de chaque côté de la vallée du Rio Colorado plusieurs

moraines latérales de retrait. La route internationale permettant le passage du Col Agua Negra

emprunte pour partie ces édifices sur le versant Ouest, ce qui permet d’observer les moraines

présentes au pied du versant Est.

Les moraines latéro-frontales étant d’une grande variabilité sédimentologique et

morphologique, il convient d’en rappeler ici les grands types (Fig.47).

Les moraines latérales observées sur le versant Est présentent une face interne (au

contact du glacier) plus raide que la face externe en raison de l’effet de pression exercé par le

glacier contre la paroi et par l’accumulation de matériau tombés du versant (remblaiement

latéral) type 3 de la figure n°46. Les terrasses juxtaglaciaires sont aussi fréquemment

observées sur les marges d’un glacier de vallée. Le versant supra-glaciaire alimente en débris

et en eaux de fonte la surface située entre le glacier et le pied de paroi et contribue au

125

colmatage de cet espace. Observées par Paskoff (1970) et décrites comme terrasses de kame,

ces formes révèlent une abondance des eaux de fusion glaciaire en contexte de recul

glaciaire ; par conséquent, elles se distinguent des moraines frontales, représentatives d’une

avance maximale d’un glacier.

Ces terrasses se localisent préférentiellement dans la vallée du Rio Colorado au

débouché de vallées secondaires appelées quebradas. Cet emplacement est propice à leur

développement puisque le glacier secondaire recule plus rapidement et un réseau

hydrographique peut se mettre en place alors que le glacier principal toujours en place, exerce

une retenue favorable au comblement.

L’étude de terrain n’a pas permis de relever de matière organique sous ces moraines,

susceptible de servir de datation. Même si des traces de matière organique ont été observées

dans les dépôts fluvio-lacustres présents en amont de la moraine frontale (Fig.43), leur

difficulté d’échantillonnage et l’incertitude existante sur leur qualité ne nous ont permis de

réaliser de datation de ce comblement. Nous aurions ainsi pu affiner les premiers résultats

obtenus dans la région. En effet, une étude de (Zech, 2006a) a mis en évidence un maximum

glaciaire dans la région à 32 ka B.P et plusieurs phases de réavancées entre 14,7 /- 1,5 ka B.P

et 11,6 +/-1,2 ka B.P ; la fourchette ainsi proposée pour la période d’extension maximale du

glacier El Tapado demeure assez large (entre 32 Ka et 11,6 +/-1,2 ka B.P). Les tentatives de

datation par radionucléides cosmogéniques n’ont rien donné (Roland Zech, oral), les roches

étant trop altérées par la gélifraction.

A 3500 m d’altitude, le système sédimentaire Allende constitue un niveau de base

local créant un phénomène de barrage pour le transit sédimentaire. Avant d’avoir pu créer une

entaille entre le versant Ouest et le système sédimentaire, à gauche sur la photo n°13, le Rio

Colorado a créé une vaste topographie plane appelée Llanos, large de 300 mètres environ et

longue de 4 kilomètres, sur les bords de laquelle viennent s’accumuler les débris de pieds de

parois. Nous reviendrons sur les caractéristiques de ce dépôt qui présente de nombreuses

similitudes avec un autre dépôt sédimentaire situé à 3100 m d’altitude dans la vallée du Rio

La Laguna.

126

Fig. 47- Genèse des grands types de moraines latéro-frontales (Vivian, 1976)

127

Dans le cadre de notre problématique de compréhension de l’enchaînement des

processus et de mise en place des formes quaternaires dans la haute cordillère de l’Elqui, la

connaissance de l’extension maximale du glacier El Tapado, de ses probables poussées

ultérieures et de l’orientation préférentielle des glaciers rocheux va nous permettre de détailler

notre argumentation sur la mise en place des éléments du relief plus en aval.

Photo. 17- Moraines latérales du dernier maximum glaciaire. Cliché : Houbart. A, Orientation Sud-

ouest

Photo. 18- Moraines latérales en pieds de versants Est (vallée du Rio Colorado, 3900

m). Cliché : Houbart. A, Orientation Sud-est

128

LE DEPOT DE LA LAGUNA : ANALYSE ET INTERPRETATIONS

Ce dépôt se situe à 3100 mètres d’altitude, immédiatement à l’aval du barrage artificiel

permettant de réguler le débit du Rio La Laguna. L’ampleur de ce dépôt rend paradoxalement

délicate sa délimitation depuis le fond de vallée ; c’est pourquoi il nous a été nécessaire

d’utiliser une photographie aérienne afin de pouvoir délimiter son extension le plus

précisément possible.

Paskoff (1970) a durant ses prospections de terrain dans la vallée du Rio Turbio puis

de La Laguna décrit une succession de systèmes morainiques situés respectivement à 3500 et

3100 m. La moraine frontale du glacier rocheux « Allende » présente à 3500 m d’altitude fut à

juste titre décrite comme une « formation chaotique, crevée en surface par des dépressions

fermées plus ou moins circulaires et se terminant par un talus frontal marqué. Elle représente

le matériel laissé sur place par un glacier rocheux qui correspondait, après la dernière époque

glaciaire, à la forme résiduelle d’un « glacier blanc disparu avec le réchauffement » (Paskoff,

1970). Il est troublant de constater l’interprétation faite par Paskoff (1970) sur la mise en

place du dépôt de la Laguna à 3100 m d’altitude alors que l’aspect et la structure du dépôt est

sensiblement identique à celui situé à 3500 m. C’est à ce titre qu’il nous a paru essentiel de

reconsidérer cette analyse afin de mieux comprendre l’impact de cette obturation sur le fond

Fig. 48- Localisation d’un dépôt de pente identifié comme étant un système de glaciers rocheux

inactifs, versant Est de la vallée de La Laguna, photographie aérienne 1/50000 Geotec, Vicuña,

secteur 28, n°016514.

129

de la vallée, puisque c’est à partir de ce dépôt que prend forme un système de terrasses

alluviales (Fig.49), que l’on retrouve depuis 3100 m jusqu’à Rivadavia 900 m.

Fig. 49- Contexte géomorphologique du système sédimentaire de La Laguna (Rio La Laguna, 3100

m) Capture de Google Earth

130

Paskoff a vu dans ce dépôt terminal, l’héritage d’une phase froide récente

contemporaine du Würm-Wisconsin de l’hémisphère nord qu’il nomme « glaciation de La

Laguna » en se basant sur la netteté et la fraîcheur de son matériel. Il en est venu à la

conclusion que le dépôt était une moraine frontale mise en place par un glacier de vallée de

type alpin ce qui sous-entend un glacier d’environ 40 km si l’on considère le glacier El

Tapado comme étant l’élément morphogène. Les observations de terrain ne vont pas en ce

sens et c’est ce que nous allons à présent développer.

Dans le cas du système sédimentaire de La Laguna à 3100 m d’altitude, le dépôt a

obstrué la quebrada Laguna Escondida provenant du versant Ouest, donnant naissance à une

petite lagune encore visible aujourd’hui (Fig.49). Si un glacier de vallée avait été à l’origine

de l’accumulation sédimentaire de La Laguna, le dépôt morainique se serait développé de part

et d’autre de la vallée du Rio La Laguna et sa morphologie aurait été convexe vers l’aval et

non vers le versant ouest de la vallée comme c’est ici le cas.

L’interprétation des photographies aériennes ne fait que confirmer l’origine locale du

dépôt de La Laguna, à savoir le versant Est. Il nous est aujourd’hui difficile de pouvoir

attester de l’activité de ce glacier rocheux ne pouvant y accéder. Les photographies aériennes

nous permettent cependant d’apercevoir des talus latéro-frontaux, des sillons longitudinaux et

transversaux au matériel en proie à la gélifraction très active à cette altitude. Deux bassins

versants adjacents sont affectés par ces formations et leur orientation (Est-ouest) est un des

critères qui a orienté notre hypothèse sur le rôle joué par ces deux glaciers rocheux dans la

formation du dépôt sédimentaire de La Laguna.

Fig. 50- Croquis du système sédimentaire de La

Laguna, d’après (Paskoff, 1970)

Photo.19- Système sédimentaire de La Laguna. Cliché :

Houbart. A, Orientation Sud

131

Dans son interprétation des formes observées dans la vallée de La Laguna Paskoff

(1970), y voyait deux glaciations puissantes :

- la « glaciation du Tapado » (Riss) avec un vestige morainique décrit à 2500 m

d’altitude, à une quinzaine de kilomètres en aval du système morainique de La Laguna, ce qui

sous entendrait que le glacier rocheux El Tapado ait atteint une longueur de 53 km.

- la « glaciation La Lagunienne » (Würm) avec le vestige décrit à 3100 m

d’altitude correspondant à un glacier d’une longueur de 38 km.

La taille supposée du glacier étant à l’origine des deux formations morainiques citées

ci-dessus est complètement disproportionnée par rapport aux glaciers ayant existé dans les

vallées étudiées dans la région. La vallée Encierro étudiée par Zech, (2006a) présente des

moraines frontales à 3600 mètres d’altitude datées par radionucléides cosmogéniques à 24 ka

B.P +/- 0.9. La langue glaciaire ainsi délimitée avait une longueur de 15 km environ et une

ligne d’équilibre glaciaire à environ 4000 mètres d’altitude. L’altitude atteinte par les glaces

dans cette vallée est bien supérieure à celle des dépôts rencontrés par Paskoff (1970) dans la

vallée de La Laguna malgré des altitudes du bassin versant dépassant les 5000 m. Nous

n’avons d’ailleurs pas réussi à repérer une telle accumulation à 2500 mètres d’altitude. Il est

par conséquent improbable que le glacier ait pu non seulement atteindre une longueur de 53

km pour la glaciation correspondant au Riss, 38 km pour le Würm et respectivement 18 et 4

kilomètres avec une orientation plein nord.

En utilisant la méthode AAR (Accumulation Ablation Ratio), il est possible de

calculer approximativement la ligne d’équilibre glaciaire atteinte par le glacier El Tapado lors

de son extension maximale jusque 3700 m. Pour pouvoir atteindre une telle altitude, le glacier

a dû connaître une phase d’augmentation de son volume en raison d’une partie amont (zone

d’accumulation) au moins égale à deux tiers de la superficie totale du glacier. Le tiers restant

étant caractérisé par la zone d’ablation. La ligne d’équilibre glaciaire était donc de 4070 m

environ. Le Cerro Potro (28°23’S-69°38’W) est couvert par un glacier de 11km2

dont la ligne

d’équilibre glaciaire est estimée à 4350 m durant le dernier maximum glaciaire ce qui

corrobore notre résultat pour le glacier El Tapado (Ammann, 2001).

- SIMILITUDE ENTRE LE DEPOT DE LA LAGUNA ET CELUI D’ALLENDE

Le dépôt morainique Allende a une extension moins importante que les dépôts de La

Laguna malgré une altitude plus élevée. La raison n’est pas liée à la superficie de leurs bassins

versants-3.88 km2 pour celui des moraines d’Allende contre 6.6 km

2 pour le bassin versant

ayant donné naissance aux dépôts de La Laguna. L’une des explications vient certainement de

132

la nature des roches dans lesquelles ces formations se sont développées. Les moraines

d’Allende se sont développées essentiellement dans des monzogranites délivrant peu de

matériel, réduisant ainsi le recouvrement de la glace en mouvement et laissant la sublimation

amincir la langue de glace. Le cadre topographique doit également être pris en considération

au regard de leur différence d’exposition ; en effet, ces bassins d’alimentation sont exposés

différemment puisque celui des moraines Allende est exposé à l’Est et celui des moraines de

la Laguna à l’Ouest ce qui est logiquement dans l’hémisphère Sud défavorable au

développement d’un tel appareil glaciaire. Cependant, leur morphologie est identique, avec

une dissymétrie entre les dépôts plaqués sur le versant opposé et ceux plus proches du versant

principal. Leur forme arquée ne laisse aucun doute sur le sens de direction de l’agent

morphogène provenant dans les deux cas de la poussée de glaciers rocheux aujourd’hui

déconnectés du fond de vallée. En effet, la poussée exercée par le glacier rocheux ou le

glacier non couvert a forcé le matériel à s’élever sur le versant opposé. Dans le cas du système

sédimentaire de La Laguna à 3100 m d’altitude, le dépôt a obstrué la quebrada Laguna

Escondida provenant du versant Ouest, donnant naissance à une petite lagune encore visible

aujourd’hui (Fig.49). Si un glacier de vallée avait été à l’origine de l’accumulation

sédimentaire de La Laguna, le dépôt morainique se serait développé de part et d’autre de la

vallée du Rio La Laguna et sa morphologie aurait été convexe vers l’aval et non vers le

versant ouest de la vallée comme c’est ici le cas.

Photo. 20- Moraine Allende, vallée du Rio Colorado (3500 m). Cliché : Houbart. A, Orientation Nord

133

- L’ABSENCE DE CALIBRAGE GLACIAIRE PROBANT

Un glacier ayant atteint une telle longueur aurait calibré la vallée du Rio Colorado puis

du Rio La Laguna d’une façon bien plus prononcée qu’on ne peut l’observer aujourd’hui. Il

existe certes, entre le front actuel du glacier El Tapado situé à 4650 m d’altitude et 3700 m,

des traces de polis glaciaires (Photo.21) mais aucune trace du passage d’un glacier n’est

présente en-dessous de cette altitude. En effet, la partie amont du Rio La Laguna est exempte

de tout placage morainique sur les versants et les quebradas affluentes sur la rive gauche du

lac artificiel de La Laguna ne présentent aucune trace d’obturation alors que celle de la

quebrada Laguna Escondida située à seulement 2 km du barrage actuel de La Laguna est

encore très bien préservée.

Entre 3700 m et 3100 m d’altitude, aucune trace de remblaiement n’est observable, le

long des quebradas affluentes, alors qu’un glacier d’une telle ampleur aurait engendré des

accumulations sédimentaires de plusieurs mètres d’épaisseurs que nous devrions retrouver. Le

calibrage en auge de la vallée du Rio La Laguna et du Rio Colorado n’existe en réalité qu’au

dessus de 3500 m d’altitude. Ce calibrage reste cependant fruste puisque de nombreux

resserrements sont présents et que les versants Est et Ouest ne sont que très peu marqués par

le passage des glaces. Le seul élargissement significatif rencontré se situe immédiatement en

amont du dépôt Allende, que l’on nomme (Llanos de las Liebres) en raison de sa topographie

relativement plane induite par le comblement du fond de vallée. Entre le tronçon de la vallée

du Rio Colorado et celui de la vallée du Rio La Laguna ayant tout deux une orientation Nord-

sud, le Rio Colorado traverse les laves et les brèches de la formation Pastos Blancos du horst

de La Laguna dans une vallée étroite d’une longueur de plus de cinq kilomètres, accidentée

par de nombreux coudes marqués, sans aucun indice permettant d’attester du passage des

glaces.

La proximité de la moraine frontale du glacier El Tapado (4 km) avec le dépôt

sédimentaire Allende a permis l’apport de matériel et d’eaux de fonte nécessaires au

comblement de ce fond de vallée que Paskoff (1970) définit comme une « pseudo-auge ». Ce

mécanisme d’obturation s’est reproduit en l’aval à 3100 m d’altitude avec un comblement à

l’arrière du dépôt sédimentaire de La Laguna ayant obturé la vallée de La Laguna. Cette partie

de la vallée située entre le niveau maximal atteint par les eaux du lac artificiel et l’endroit où

le Rio La Laguna prend une orientation Ouest-est, est affectée par un réseau hydrographique

en tresses évoluant au gré de la fusion des glaces et de la neige au printemps.

134

Photo.21- Paroi entièrement polie par l’action des glaces du glacier El Tapado à 3800 m d’altitude

Vallée du Rio Colorado, Cliché. Houbart. A, Orientation : Est

Photo. 22- Coupe transversale dans le dépôt diamictique de La Laguna sur le versant Ouest.

Cliché. Houbart. A, GPS : 30°11’33.28’’S 70°02’52.64’’W, Alt : 3048 m

135

L’étude du dépôt de La Laguna, rendue possible par la présence de coupes fraîches

réalisées par les engins de terrassement, nous a permis d’observer la composition,

l’orientation et la texture de ce dépôt. L’analyse morphométrique du dépôt révèle une matrice

fine dans laquelle on trouve des éléments anguleux dont l’émoussé est très faible. La faiblesse

de l’émoussé vient une fois encore contredire l’analyse de Paskoff sur l’origine de ce dépôt

puisqu’une moraine terminale ayant pour agent morphogène un glacier de 38 km de long

aurait eu pour conséquence un broyage du matériel transporté bien plus prononcé que celui

que nous pouvons observer à 3100 m d’altitude.

La lithologie du dépôt va également en ce sens puisque l’étude d’un échantillon

prélevé à 3048 m d’altitude dans la coupe transversale ci-contre (Photo.22) révèle que 65 %

des fragments rocheux dont l’axe principal dépasse un centimètre, sont des ignimbrites de

composition dacitique et/ou rhyolitique, ce qui correspond à la Formation Escabroso (Fig.51).

Le reste du matériel échantillonné répondant au même critère de dimension cité ci-dessus,

correspond à des fragments de brèches appartenant à la formation Pastos Blancos qui affleure

dans la partie amont du versant d’où provient le matériel étudié. L’origine locale semble donc

d’autant plus incontestable que nous n’avons trouvé dans la partie supérieure du dépôt

(correspondant à l’arc externe décrit par Paskoff) aucune trace de monzogranite leucocrate de

couleur rosée caractéristique de la Formation El Léon affleurant dans la vallée du Rio

Colorado. Cette coloration rosée à brun violacé donne aux dépôts de fond de vallée en amont

du barrage de La Laguna une teinte particulière que l’on retrouve également tout au long du

Rio La Laguna et du Rio Turbio dans les nappes alluviales.

L’ensemble de ces arguments nous permettent donc de valider l’hypothèse de départ

que nous avions émise, à savoir la mise en place du dépôt de La Laguna, non pas par le

glacier du Tapado, aujourd’hui situé à 38 km en amont mais par la mise en mouvement d’une

quantité considérable de matériel sur le versant Est forcé à remonter et à épouser la forme du

versant Ouest. Les principales incidences de ce dépôt sont l’obturation de la Quebrada

affluente à 2 km en aval du barrage artificiel actuel de La Laguna et la formation d’une

« plaine » d’accumulation immédiatement en amont, actuellement inondée par la retenue

d’eau artificielle créée par le barrage.

136

MORAINE FRONTALE DU GLACIER EL TAPADO

Les indices morphologiques de terrain attestent d’une occupation totale du fond de

vallée durant le maximum glaciaire et ce jusqu’à 3700 m d’altitude où l’on trouve un édifice

morainique déjà identifié par Paskoff, (1970) (Fig.52). L’édifice morainique présent en fond

de vallée à 3700 m d’altitude est situé à 4.3 km de la moraine Allende (3500 m). Cette

moraine frontale se situe à 8 km du front actuel du glacier El Tapado et dépasse de près de 50

mètres le cours actuel du Rio Colorado. D’une longueur approximative de 450 mètres, elle a

donné naissance par effet de barrage à une accumulation sédimentaire dont la hauteur dépasse

la dizaine de mètres et est reconnaissable par l’alternance de couches composées de limons et

d’argiles. Des traces de matière organique sont également présentes, nous en reparlerons

ultérieurement.

Depuis la fin de l’extension maximale du glacier El Tapado, celui-ci est dans une

phase globale de bilan de masse déficitaire. Cela a pour principale conséquence de perturber

les modalités de production et de transit des sédiments depuis son front. La modification du

mode de mobilisation des sédiments depuis les sources sédimentaires, essentiellement par

ravinement des moraines dans notre cas, a favorisé l’alimentation en matériel du Rio

Colorado et du Rio La Laguna. Les dynamiques transversales ont également joué un rôle

important dans ce contexte paraglaciaire puisqu’elles sont à l’origine de piégeages

sédimentaires de fond de vallée.

Fig. 51- Profil transversal du Rio La Laguna à 3100 m d’altitude. Réalisation : Houbart. A

137

4.2 LES PROCESSUS PARAGLACIAIRES

4.2.1 LES ACTIONS PROGLACIAIRES DE TEMPS LONG

A/ L’EPANDAGE PROGLACIAIRE

Les vallums morainiques ont joué un rôle de blocage dans l’évacuation du matériel en

entravant l’écoulement de fond de vallée. Le profil longitudinal de la vallée est marqué par

une succession de segments à faible pente où la bande active s’élargit, et de segments à fortes

pentes particulièrement étroits. La moraine frontale du glacier El Tapado, même si elle ne

segmente pas le profil longitudinal à l’aval et en amont comme pour les deux exemples cités

précédemment, a joué un rôle de piégeage que des travaux récents ont permis de dater.

L’élargissement de la bande active entre la moraine frontale (3700 m) et le système

morainique Allende (3500 m) d’une part et entre cette moraine Allende et le système

morainique de La Laguna (3100 m), est le lieu d’un style fluvial dominé par le ruissellement

en tresse voir anastomosé sur certaines portions (Photo.23). Ces plaines d’épandage

proglaciaire appelées également Llanos au Chili en raison de leur topographie relativement

plane ont pu se développer grâce à la constitution de niveaux de base locaux crées par les

Fig.52- Moraine frontale du glacier El Tapado à 3700 m d’altitude. Réalisation : Houbart. A

138

systèmes morainiques. Elles constituent une source sédimentaire mobilisable pour le cours

d’eau.

Fig. 53- rupture de pente dans le profil en long du fond de la vallée Colorado

Fig. 54- rupture de pente dans le profil en long du fond de la vallée La Laguna

Photo.23- Ecoulement en tresses en amont de la retenue d’eau artificielle de La Laguna. Alt : 3300 m,

Cliché : Houbart. A, Orientation : Sud

139

B/ LES PSEUDO-AUGES

La proximité de la moraine frontale du glacier El Tapado (4 km) avec le dépôt

sédimentaire Allende a permis l’apport de matériel et d’eaux de fonte nécessaires au

comblement de ce fond de vallée que Paskoff (1970) définit comme une « pseudo-auge ». Ce

llanos de Las Lliebres intrigue par son extrême largeur et sa topographie plane dans une vallée

aux caractéristiques d’une vallée en auge. Il ne serait pas impossible que cette vallée à

plancher alluvial tout du moins jusque 3700 mètres d’altitude, soit en fait une vallée en V

fluviale dont le fond est comblé par une accumulation de cailloux roulés (Paskoff, 1970).

Photo. 24- Llanos de las Lliebres à l’amont de la moraine Allende, vallée du Rio Colorado (3550 m).

Cliché : Houbart. A, Orientation Nord-est

Photo.25- Llanos végétalisé de la vallée du Rio Toro GPS: 29°58’01’’S 70°05’10’’W, Cliché: Houbart. A, Alt : 2160m

140

4.2.2 LES ACTION PROGLACIAIRES DE TEMPS COURT

Parmi les mécanismes de réajustement du système sédimentaire, les événements de

faible occurrence mais de forte énergie sont capables de modifier profondément et sur des

distances importantes, la physionomie d’un fond de vallée. Le caractère brutal qu’ils ont eu

dans la cordillère de l’Elqui a permis la mise en place de formations d’une telle ampleur

qu’elles ont joué un rôle tampon dans le transit sédimentaire. Ces actions torrentielles se sont

déclenchées depuis les vallées affluentes avec pour conséquence la mise en place de cônes de

déjection au débouché de celles-ci dont nous parlerons dans l’étude de la vallée du Rio Turbio

entre Juntas et Rivadavia, mais également depuis la vallée principale de La Laguna depuis le

système morainique avec pour conséquence la mise en place d’un système de terrasses

emboîtées puis unique sur la totalité de notre terrain d’étude.

A/ LE SYSTEME DE TERRASSES ALLUVIALES DE LA LAGUNA

- DEFINITION

Une terrasse alluviale (fluvial terrace) désigne un niveau topographique relativement

plan suspendu au dessus du lit actuel du cours d’eau par l’intermédiaire d’un talus plus ou

moins marqué. Ce talus (rebord de terrasses) domine une terrasse plus récente ou la plaine

alluviale moderne. Elles constituent des formes héritées de conditions hydrodynamiques

différentes de celles régissant actuellement le cours d’eau. Présentes sous toutes les latitudes

et sous tous les types de climats, les terrasses fluviales sont des formes azonales (Bourrié &

Dewolf, 2008).

Morphologiquement, les terrasses alluviales sont des surfaces peu inclinées, entourées

de pentes plus déclives. Elles sont des marqueurs hydrodynamiques attestant de l’évolution du

fond de vallée aux apports sédimentaires extrêmes, à la surrection des orogènes les plus

répandus le long des rivières ainsi qu’à la capacité du cours d’eau d’inciser son propre lit.

On divise classiquement les terrasses alluviales en deux classes génétiques : les

terrasses de comblement (fill-terraces) et les terrasses rocheuses (strath-terraces). Une terrasse

de comblement est un corps sédimentaire mis en place au cours d’une période d’aggradation

ayant abouti à l’ensevelissement d’une vallée. La surface de dépôt est abandonnée lorsque

débute une nouvelle phase d’incision.

Une terrasse rocheuse est constituée d’une surface rocheuse nivelée par une rivière,

fréquemment recouverte de dépôts alluviaux peu épais (quelques mètres). Ce type de terrasse

enregistre beaucoup plus simplement l’incision du substrat rocheux que les terrasses de

comblement (Brocard, 2003). Le temps de formation et d’abandon d’une terrasse est

généralement court par rapport à l’âge de la terrasse. On considère donc usuellement que

141

l’évènement qui produit la terrasse est instantané. Cependant, certains modes d’abandon

peuvent invalider cette notion de rapidité de mise en place, il est donc nécessaire de vérifier

cela puisque des cas de diachronisme peuvent exister.

En effet, un diachronisme vertical peut exister dans un système de terrasses alluviales

d’une même vallée et peut rendre le calcul des vitesses d’incision délicate. Des emboîtements

peuvent se développer au débouché des quebradas affluentes à la faveur du développement de

cônes de déjection sur les terrasses abandonnées par le courant. Cette phase d’accumulation

latérale sur les terrasses est transitoire puisque les profils en long des affluents vont peu à peu

tendre à s’ajuster à la localisation du nouveau lit du cours d’eau principal. Ces emboîtements

existent à la fois dans la vallée du Rio La Laguna et du Rio Turbio.

Un diachronisme latéral peut également être observé lorsque les terrasses se forment

de façon aléatoire au gré des divagations du cours d’eau, on parle alors de terrasses

« impaires ». Lorsque les terrasses sont abandonnées en même temps le long d’une rivière à

l’occasion d’un changement majeur de dynamique fluviale, on parle de terrasses « paires ».

Nous verrons qu’il n’existe pas de terrasses « impaires » le long de notre zone d’étude en

raison de l’occupation par la terrasse de La Laguna et de ses modalités de mise en place.

De manière générale, l’augmentation du flux hydrique du fait des confluences et la

diminution de la charge solide vers l’aval par stockage temporaire dans le chenal ou dans les

lits majeurs ou mineurs, se traduisent par une diminution de la pente du cours d’eau

nécessaire à l’évacuation des flux solides. Il en découle un profil d’allure exponentielle

(Carozza & Delcaillau, 1999). Le profil longitudinal du Rio La Laguna et du Rio Turbio,

répond parfaitement à cette caractéristique.

Les nappes alluviales, pour des raisons génétiques, représentent des paléo-talwegs qui

matérialisent l’état d’équilibre dynamique du système fluvial. Cette géométrie est sous le

contrôle de paramètres exogènes (niveau de base local, eustatisme, climat, charge solide,

vitesse de déformation tectonique et contrôles géomorphologiques) (Merrits et al., 1994), qui

induisent une réponse adaptative de la géométrie du ou des chenaux par ajustements de leurs

variables morphométriques (Schumm, 1977).

L’étude de la géométrie actuelle des profils en long des terrasses alluviales par

extraction sur modèle numérique de terrain (MNT) n’a pu être réalisée en raison d’une

précision horizontale et verticale médiocre. Le relevé a donc été effectué à l’aide d’un

télémètre.

142

- SON ORIGINE

Les observations de terrain ne laissent aucun doute sur le lien qui existe entre le dépôt

sédimentaire de La Laguna et le système de terrasses alluviales que l’on retrouve

immédiatement en aval de celui-ci. En effet, sur le versant Est du Rio La Laguna, sous les

parois rocheuses composées de rhyolites et d’ignimbrites (Formation Escabroso), un vestige

de terrasse subsiste (Fig.55). Son altitude par rapport au sommet du système sédimentaire et

son inclinaison de 25% attestent d’une formation rapide, en réponse à la perte brutale

d’énergie du courant une fois le bouchon morainique incisé. Sous cette terrasse supérieure se

distinguent très nettement trois autres terrasses ; les deux plus basses ne sont visibles que sur

un peu plus de deux kilomètres vers l’aval alors que la troisième dont la hauteur par rapport

au Rio La Laguna est de 29 mètres se retrouve tout au long de la vallée du Rio La Laguna,

puis du Rio Turbio avec une hauteur relative qui tend à diminuer. Par commodité, nous lui

donnerons le nom de terrasse de La Laguna.

La stratification inexistante dans le cône de transition (dénomination employée par

Paskoff) se précise au fur et à mesure que l’on s’éloigne vers l’aval du système sédimentaire

de la Laguna jusqu’à atteindre à plusieurs kilomètres en aval, une esquisse de litage.

Le cône de transition du système sédimentaire de La Laguna se raccorde à la terrasse

située immédiatement à l’aval de cette formation sédimentaire ; c’est ce qui a poussé Paskoff

(1970) à imputer l’origine de cette formation à la période d’avancée glaciaire responsable de

l’édification de la moraine dite de « La Laguna » et que nous appelons système sédimentaire.

Fig. 55- Vestige du cône de transition de La Laguna (Rio La Laguna, 3100 m)

143

Il lui a donc donné le nom de terrasse de La Laguna et dans un souci de clarté, je me permets

de reprendre cette dénomination. L’arrangement du matériel de ce dépôt, c'est-à-dire

l’abondance relative clastes-matrice est de type colmaté en raison d’une porosité très réduite,

les vides interstitiels étant colmatés par de la matrice (diamicton à support matriciel). Les

éléments grossiers de ce dépôt sont jointifs les uns aux autres (clastes jointifs) et l’orientation

de ceux-ci est de type « préférentielle » (relevés vers l’amont). Cette orientation préférentielle

tend à s’accentuer au fur et à mesure que l’on se dirige vers l’aval de notre zone d’étude ;

l’hétérométrie demeure mais l’émoussé progresse (Fig.60). Il n’est pas rare d’observer des

éléments de plus d’un mètre de diamètre à proximité du système sédimentaire. Durant les

premiers kilomètres en aval du système sédimentaire de La Laguna, l’organisation interne du

dépôt évolue en passant d’une absence quasi complète de stratification à une superposition de

diamictons à support matriciel (principalement des argiles, du sable fin et grossier) dont la

taille dépasse parfois la dizaine de mètres de large sur 20 à 50 cm d’épaisseur sans qu’aucun

contact érosif n’ait pu être détecté. Le commandement de la terrasse de La Laguna, conservée

sous forme de lambeaux tout le long de la vallée de La Laguna et du Rio Turbio est de 29

mètres à 3100 mètres d’altitude, il diminue progressivement vers l’aval pour atteindre 5

mètres environ au Sud-est de la zone d’étude.

Dans son acception moderne, le terme de faciès désigne l’aspect global d’un dépôt tel

qu’il est perçu sur le terrain (Walker, 1992). Dans la mesure où nous nous limiterons à la

description des paramètres lithologiques, nous parlerons de lithofaciès. Un faciès n’a pas

d’implication génétique précise ; cependant les études menées dans les environnements

actuels permettent de proposer une relation entre faciès et dynamique sédimentaire. Ces

relations ne sont pas univoques, une même dynamique pouvant donner naissance à des faciès

différents. A l’inverse, un même faciès peut avoir été généré par des processus différents

(Bertran et al., 2004). Afin de pouvoir apprécier au mieux le développement spatial des

différentes strates et de pouvoir en caractériser les milieux de sédimentation, les coupes ayant

servi à l’étude ont été choisies en fonction de leur fraîcheur et de la visibilité de leur base par

rapport au lit majeur actuel.

- DISPOSITION DES TERRASSES ALLUVIALES

Les terrasses alluviales s’observent depuis les têtes de bassin versant jusqu’à proximité

des plaines côtières. Dans notre cas, nous retrouvons effectivement la terrasse de La Laguna

de 3100 mètres d’altitude jusqu’à l’embouchure du Rio Elqui (nom donné au Rio Turbio

après sa confluence avec le Rio Claro situé à l’extrême Sud-ouest de notre zone d’étude.

L’idée selon laquelle le discontinuum longitudinal des terrasses quaternaires est lié à l’activité

érosive des cours d’eau durant le Quaternaire, ne trouve pas ou peu son équivalent dans notre

144

zone d’étude puisque le système de terrasse de la Laguna est visible sur la quasi-totalité des

vallées du Rio La Laguna et du Rio Turbio (Fig.56 et 57)

Fig.56- Croquis du système de terrasses alluviales depuis l’arc externe de la moraine de La

Laguna. Cliché. Houbart. A, Orientation. : Nord-est

145

Fig. 57- Schématisation du lithofaciès de la terrasse alluviale dite de La Laguna, Alt : 1250 m

De part et d’autre du fond de vallée, la terrasse de La Laguna se trouve à des cotes

sensiblement équivalentes ; on parlera donc de terrasses appariées (matched terrace). Cette

dernière est cependant absente des rives concaves en raison de l’action érosive trop

importante lors de la phase de dépôt ou a posteriori. L’absence de terrasse appariée sur

certains segments de notre fond de vallée peut également s’expliquer par la migration

graduelle du cours d’eau vers une seule rive.

Les vestiges de la terrasse de La Laguna se retrouvent de chaque côté du lit actuel du

Rio entre (980 m et 3100 m d’altitude). L’aspect massif de celle-ci dans les premiers

kilomètres à l’aval de la moraine de La Laguna suppose une mise en place lors d’un

évènement de forte énergie avec une période de mise en place assez courte dont il conviendra

d’en estimer l’âge. Il n’a pas été observé de granoclassement inverse avec les clastes les plus

grossiers rejetés au sommet des séquences « floating clast ». L’écoulement à l’origine de la

formation de cette terrasse, même s’il disposait de la puissance nécessaire au déplacement des

rochers de plusieurs mètres cubes de volume, ne possédait pas les caractéristiques d’un

écoulement hyper concentré comme on peut en rencontrer dans les vallées glaciaires à la suite

d’une vidange brutale d’une poche d’eau sous-glaciaire ou d’une intensification de la fonte

glaciaire. La matrice alors principalement constituée de farine glaciaire fait augmenter la

capacité de prise en charge de matériel de la lame d’eau s’écoulant. Rien de tel dans la haute

cordillère de l’Elqui puisque la libération brutale de l’eau engendrée par la rupture du

146

bouchon créé par le système morainique de La Laguna n’aurait pu donner l’ébauche de

stratification à quelques centaines de mètres de la rupture.

En nous basant sur l’analyse lithostratigraphique, il semblerait que près des deux tiers

de la vallée du Rio La Laguna ait été le lieu du déclenchement de laves torrentielles chargées

en matériel morainique avec une mise en place brutale. Ce n’est que quelques kilomètres en

amont du lieu dit Juntas que le faciès de ce dépôt présente des caractéristiques de

remaniement fluvial avec des figures de comblement de chenal et une alternance de bancs de

sable grossier, signe d’une perte d’énergie de l’écoulement depuis le système morainique de

La Laguna.

Le recul nécessaire à l’observation d’indices géomorphologiques permettant de mettre

en avant un éventuel contrôle de la néotectonique sur la morphologie, la sédimentation et la

préservation de cette nappe alluviale quaternaire est impossible à obtenir sur le terrain, c’est

pourquoi, seule une représentation des hauteurs relatives de la terrasse de La Laguna par

rapport au lit actuel du Rio La Laguna et du Rio Turbio nous permettait de pallier à ce

problème. S’il ne fait nul doute que l’inclinaison de la nappe à proximité du barrage de La

Laguna doit son origine à la brusque perte de capacité de prise en charge et de débit lors de la

rupture du dépôt morainique de La Laguna, force est de constater que la morphologie de la

nappe alluvial dans son profil longitudinal ne subit aucune influence notoire de la part de la

néotectonique.

- RESULTATS DES ECHANTILLONNAGES DE TERRAIN

La figure n°57 représente l’évolution du D50 des terrasses en fonction de leur distance

au système sédimentaire de la Laguna. La diminution générale de la taille des grains d’amont

en aval est illustrée par une régression significative avec R²= 0,837 (Fig.58). Ce phénomène

de terrain correspond à l’évolution théorique de la granulométrie le long d’un linéaire de

cours d’eau. Il est à noter qu’en théorie, les résultats peuvent être perturbés par des apports

latéraux.

147

y = -0,1751x + 30,321 R² = 0,8372

0

5

10

15

20

25

30

35

0 20 40 60 80

D5

0 e

n m

m

Distance des échantillons/système sédimentaire de la laguna en km

D50

Linéaire (D50)

Fig. 58 - Evolution du D50 des terrasses en fonction de leur distance à la moraine de la Laguna

Echantillons 1 2 3 4 5

Distance/système sédimentaire de La

Laguna km

1,7 13,1 24,2 42,2 70,5

%fines 27,5 31 10,9 26,8 22,7

D25 19,57 16,09 14,44 15,08 11,8

D50 32,89 26,27 23,8 23,26 18,82

D75 56,41 39,87 42,37 40,04 35,93

So 1,22 0,93 1,16 0,96 1,09

Skewness 0,17 0,06 0,27 0,14 0,27

Kurtosis 1,03 0,92 1,06 0,88 0,92

Tab. 8 - Tableau des résultats granulométriques issus des échantillonnages sur les terrasses

148

Dans le cas présent, le résultat ne permet pas de mettre en évidence les apports

latéraux bien que ceux-ci existent tout le long de la vallée du Rio La Laguna. Nous expliquons

ceci par la localisation des échantillonnages, qui ont été volontairement relevés à la verticale

par rapport au sommet des terrasses. Un échantillonnage réalisé à plat et au sommet des

terrasses aurait très certainement mis en évidence ces apports qui sont ici essentiellement liés

à la thermoclastie.

Contrairement à l’évolution du D50, il n’y a pas d’évolution clairement identifiée pour

le classement. Certes, l’échantillon numéro 1, situé à 1.7 km à l’aval du dépôt de La Laguna a

un sorting index de 1.22 (Tab.8), ce qui suggère un spectre granulométrique varié et bien

étalé, mais les résultats des échantillonnages réalisés plus en aval ne mettent pas en évidence

un tri granulométrique préférentiel.

Le faciès d’accumulation torrentielle se maintient tout au long de la vallée du Rio La

Laguna et du Rio Turbio mais l’usure observée des galets venus de l’amont progresse, les

blocs sont de moins en moins gros, moins nombreux et les lits ou lentilles de sables occupent

une place plus importante. Une courbe granulométrique d’un échantillon de ces sables, établie

par Paskoff (1970) en accumulation rétrograde (Fig.59), recueilli près de Rivadavia à

l’extrême Sud-ouest de notre zone d’étude, révèle une accumulation forcée. La perte

d’énergie du flux ayant entraîné la formation de cette terrasse a provoqué l’immobilisation de

la fraction la moins fine (sables supérieurs à 0.43 mm). L’analyse morphoscopique s’accorde

bien avec cette interprétation : elle montre des grains subémoussés mats dans une proportion

qui, selon les tailles, oscille entre 75% et 100 % ; la catégorie des émoussés n’est pas

représentée (Paskoff, 1970).

Afin de vérifier cette évolution, nous avons analysé les échantillons prélevés pour

l’analyse granulométrique afin d’estimer leur degré d’émoussé, et ce, sur les particules

comprises entre 2 et 15 cm. Plusieurs méthodes d’étude de l’émoussé des cailloux existent

dont celle proposée en 1947 par Cailleux. Cette mesure de l’émoussé qui s’est imposée dans

les pays francophones peut être calculée par le rapport entre le plus petit rayon de courbure r1

(trouvé dans le plan défini par la plus grande longueur mesurable et la plus grande largeur

perpendiculaire au grand axe) et la plus grande longueur mesurable L, le tout multiplié par

2000, soit :

(Cailleux, 1947).

Wadell en 1932 propose une autre méthode de calcule de l’émoussé portant son nom.

Pour chaque caillou, il s’agit de mesurer dans trois plans orthogonaux les rayons de courbure

de tous les angles, c'est-à-dire de toutes les parties du contour dont le rayon de courbure est

égal ou moindre que le rayon du plus grand cercle inscriptible (Pissart et al., 1998). Bien que

très précis, elle demande un temps très long de mesure, c’est pourquoi elle n’a pas été retenue

dans cette étude. En 1941, Krumbein créa un nouvel indice d’émoussé : l’indice d’arrondi qui

porte son nom. Cette méthode a l’avantage de réduire considérablement le temps de mesure

149

grâce à une échelle visuelle présentant différentes images de galets mesurés par la méthode de

Wadell. La mesure d’arrondi de Krumbein résulte d’une simple comparaison du galet avec

des images standards d’émoussé de galets connus. La valeur de l’image d’émoussé la plus

ressemblante lui est attribuée. Cette méthode s’appuyant en partie sur celle de Wadell, il nous

a été nécessaire de définir le plan le plus large possible, la forme générale ainsi que les

irrégularités du contour.

Même s’il paraît évident que les mesures de la longueur et du plus petit rayon de

courbure, qu’implique la méthode préconisée par Cailleux (1947), sont précises et, en tout

cas, meilleures qu’une estimation de ressemblance entre un caillou considéré et une forme

donnée sur une figure. De nombreuses mesures réalisées par des groupes d’étudiants ont

permis de mettre en avant le fait que les valeurs obtenues par différents expérimentateurs, se

rapprochent beaucoup plus les unes des autres que celles que les mêmes personnes trouvaient

par la mesure de Cailleux (Pissart et al., 1998).

La valeur finale de l’émoussé de la formation est représentée par la moyenne des

valeurs obtenues par tous les cailloux. Les résultats sont donnés figure n°59. L’indice

d’émoussé augmente très rapidement depuis le barrage de La Laguna jusqu’à la confluence

entre le Rio La Laguna et le Rio Toro (Juntas). En effet, celui-ci passe de 0.13 (Ech n°5) à

0.48 (Ech n°3) avec une faible évolution de la part des éléments anguleux dans les

échantillons sélectionnés. Sur les 15 premiers kilomètres à l’aval du barrage de La Laguna,

celle-ci passe de 87% à 75% ; la fraction granulométrique ayant obtenu la classification de

sub-arrondis suit la même évolution avec un passage de 0% à 16%. Il faut attendre

l’échantillon n°3 pour observer les éléments granulométriques classés dans la catégorie des

arrondis de façon conséquente, avec une part de 26%. Il est à noter que les éléments anguleux

ne disparaissent pas complètement des échantillons puisqu’ils sont présents dans l’échantillon

n°1. Ceci peut s’expliquer à la fois par les apports de débris de versants remaniés soit par des

coulées sèches, des coulées de débris ou simplement par chute depuis le lieu de détachement,

mais également par les apports alluviaux des quebradas adjacentes.

Fig.59- Courbe des fréquences cumulées d’un échantillon

de la terrasse alluviale La Laguna (Paskoff, 1970)

150

Fig. 60- Localisation des échantillons ayant servis au calcul de l’émoussé selon la méthode de Krumbein

151

Même si cette terrasse de La Laguna est la mieux préservée des terrasses alluviales

que nous avons pu observer dans la cordillère de l’Elqui, celle présente dans le Rio Toro

présente en certains endroits des figures de déformation témoignant d’une activité plus intense

qu’aujourd’hui et tout aussi bien préservée.

B/ LA TERRASSE ALLUVIALE DU RIO TORO

D’orientation Nord-est, Sud-ouest, le Rio Toro a une bande active beaucoup moins

large que celle du Rio Laguna ou du Rio Turbio. Son cours est marqué par de brusques

coudes dans sa partie aval. Les rétrécissements sont nombreux et donnent naissance à la

formation de Llanos ou plaines d’épandage dont la faible inclinaison favorise le maintien

d’une certaine humidité et dans les parties les plus étroites de la vallée, il n’est pas rare

d’observer des cônes d’éboulis modifiant le cours du Rio.

Le fond de cette vallée est périodiquement façonné par les crues qui se déclenchent au

début de l’été lors de la phase de fonte des neiges. En effet, durant notre mission de terrain en

février 2009 nous avons pu observer des dépôts alluviaux caractéristiques d’une mise en place

par un écoulement en tresse. Cette formation s’est développée au débouché d’une portion de

la vallée du Rio Toro étroite. L’écoulement rencontrant une largeur plus conséquente peut

s’étaler et avulsionner au gré des apports hydriques fluctuants (Photo. 26). C’est à l’amont de

la confluence entre la vallée du Rio Toro et la vallée de Vacas Heladas qu’il est possible

d’observer les vestiges d’une terrasse alluviale dont la hauteur moyenne par rapport au cours

d’eau actuel est de 6 mètres environ. Elle présente un degré d’émoussé important dans son

ensemble et un granoclassement inverse uniquement visible sur les rares coupes franches

(Photo. 27).

152

C’est également immédiatement à l’amont de la confluence entre la vallée du Rio Toro

et celle de Vacas Heladas qu’il nous a été possible d’observer une coupe sur le versant Est

composée de sédiments fluvio-lacustres (photo.29).

Photo. 26- dépôts alluviaux mis en place au début de l’été 2008. Le versant affecté par l’altération

hydrothermale a été lessivé et les colluvions ont été piégés dans les dépressions créées par les avulsions du

cours d’eau vers sa position actuelle sur la photo. GPS: 29°57’06.25’’ S 70°04’36.02’’ W, Cliché: Houbart A, Alt:

2230m

Photo. 27- Terrasse alluviale du Rio Toro marquée par un granoclassement inverse. Cliché : Houbart. A

153

La très faible proportion de sables grossiers et de graviers permet d’attester d’une mise

en place dans des conditions de faible énergie. Ces conditions de mise en place ont pu exister

lors de la mise en place du cône alluvial du Rio Vacas Heladas que l’on distingue sur la droite

de la photo n° 28. Ce type d’obturation s’est au moins produit à deux reprises puisque nous

avons pu observer une deuxième séquence plus en amont (Fig.61). Cette dernière est affectée

par un système de micro décrochements provoqués par l’arrivée brutale de matériel alluvial

dont la traduction en termes de réponse à un éventuel changement de conditions climatiques

est difficile à appréhender. De la matière organique était présente mais en raison de la

difficulté d’échantillonner une quantité suffisante sans contamination, nous avons décidé de

ne pas tenter de datation, le coût inhérent étant trop important. Il aurait alors été possible de

déterminer approximativement l’âge de cette brusque augmentation du débit du Rio Toro et

ensuite de le transposer au calendrier paléoenvironnemental connu dans la région. Nous

aurions pu également attester ou nom de la contemporanéité de cet apport avec la mise en

place de la terrasse de La Laguna.

La déformation de cette séquence aurait très bien pu se produire après la mise en place

du matériel alluvial suite à une secousse sismique mais l’absence de déformation dans le

matériel alluvial atteste d’une déformation au moment de la surimposition. Ce dépôt pourra

sans nul doute apporter des résultats intéressants dans le cadre d’une étude pouvant prendre le

risque d’une datation peu fiable. Ces zones d’accumulation sédimentaire du Rio Toro ne sont

pas les seules de notre zone d’étude puisque de nombreux affleurements sont visibles dans la

vallée du Rio Turbio plus en aval.

154

Photo.28- élargissement du fond de vallée à la sortie d’un coude et présence du cône alluvial du Rio Vacas

Heladas sur la droite. Prise de vue vers le Nord. Cliché Houbart. A

Photo.29- dépôts fluvio-lacustres sur la rive Est du Rio Toro. GPS: 29°55’50’’ S 70°04’04’’ W Cliché: Houbart. A, alt: 2351

m

155

Fig. 61- coupes longitudinales dans un dépôt fluvio-lacustre du Rio Toro

156

157

CHAPITRE 5

LE COURS MOYEN DU RIO ELQUI ENTRE JUNTAS ET RIVADAVIA

Depuis Juntas, confluence entre le Rio Toro venu du Nord, Nord-est et le Rio La

Laguna venu du Sud, prend naissance le Rio Turbio d’orientation Nord, Nord-ouest. Ce site

de jonction revêt un intérêt tout particulier de part la présence de formes et de dépôts dont

l’analyse permet d’affiner la chronologie du transit sédimentaire depuis la transition

Pléistocène-Holocène. On y trouve également au débouché des quebradas affluentes, des

cônes de déjection très bien développés et parfaitement conservés. Leur ampleur significative

est à l’origine de phénomènes de blocage plus ou moins temporaires ayant donné naissance à

des accumulations sédimentaires en amont que nous allons étudier et tenter de caler

chronologiquement. Cette portion de vallée est caractérisée par une adaptation du lit de la

rivière aux accidents cassants ce qui sur le terrain se manifeste par des coudes brusques.

L’encaissement est important et les versants très raides sont le lieu de dynamiques gravitaires

très bien développées en certains endroits, le long de couloirs d’éboulis qui participent à

l’évolution et au recul des versants. Les parois rocheuses connaissent également un recul, plus

lent certes qu’il nous été possible de quantifier.

Ce chapitre s’attachera donc à analyser les formes et les formations déconnectées des

conditions environnementales actuelles et par conséquent, témoins des vicissitudes

quaternaires avant de développer et quantifier les dynamiques actives. La description et la

datation des dépôts permettront de proposer un scénario d’évolution du relief, et ce, de façon

synchrone ou asynchrone avec les phases climatiques plus ou moins bien délimitées par les

études existantes.

158

5.1 LES FORMES ET FORMATIONS TEMOINS DE CONDITIONS PASSEES

5.1.1 LES CONES DE DEJECTION

« Quiconque suit le cours d’eau a le regard immédiatement attiré par de grandes constructions qui

encombrent le couloir fluvial au débouché des quebradas » (Paskoff, 1970, p. 161)

Nous entendons par cône de déjection, une accumulation détritique en forme

d’éventail déposée par un torrent ou une rivière torrentielle au pied des reliefs, dans une vallée

ou un bassin. En raison de la diminution de la pente, de la réduction consécutive de la vitesse

des écoulements et de la possibilité qu’a le lit de divaguer latéralement, la puissance des

écoulements chute brutalement et les matériaux transportés sédimentent (Bertran et al., 2004).

Bien que communs dans les régions montagneuses arides (Harvey, 1997), on les

retrouve sous toutes les latitudes, en arctique (Boothroyd & Nummedal, 1978), en milieu

Fig. 62- localisation de la zone intitulée cours moyen du rio Elqui

159

tempéré (Kochel, 1987) ainsi que dans les environnements tropicaux humides (Kesel &

Spicer, 1985). Essentiellement édifiées de manière spasmodique, par des événements

sédimentaires de temps de retour élevé séparés par des périodes de faible activité pendant

lesquelles la morphologie évolue peu. En effet, d’imposants corps sédimentaires inactifs pour

la plupart d’entre eux, jalonnent les vallées du Rio Turbio, de la Laguna et du Rio Colorado

mais c’est dans la vallée du Rio Turbio sous 2100 mètres d’altitude qu’ils sont les plus

développés et qu’ils ont joué un rôle primordial dans la cascade sédimentaire que nous tentons

de reconstituer. Ils se rencontrent également plus en aval de notre terrain d’étude puisqu’on

les retrouve jusqu’à l’embouchure du Rio Elqui située à La Serena.

Leur variabilité morphologique est importante et reflète leur adaptation aux variations

des facteurs qui les contrôlent. Leurs tailles et leurs morphologies nous amènent à s’interroger

sur leurs relations avec les bassins de réception en amont pourvoyeurs de matériel.

A/ ETROITE CORRELATION AVEC LEURS BASSINS VERSANTS

La grande variabilité dans la superficie des bassins versants, de leur pente, de la

lithologie et de l’espace disponible en fond de vallée et nécessaire à leur extension nous ont

conduits à émettre certaines hypothèses sur d’éventuelles relations entre les facteurs

d’évolution intrinsèque et la morphométrie des cônes observés. Pour ce faire, les

caractéristiques des bassins versants et de leurs bassins versants ont été confrontées.

Les bassins versants étudiés ont des superficies très variables, entre 0.8 et 54.76 km2.

Leurs altitudes à l’exutoire varient de 975 à 3942 m et les altitudes maximales atteintes sont

comprises entre 2021 et 5961 m. De telles fluctuations des facteurs intrinsèques engendrent

inévitablement des modifications dans la construction du cône de déjection situé à l’exutoire.

Notre échantillon se compose de 21 cônes de déjection et par conséquent d’autant de

bassins versants.

Plusieurs travaux ont exploré les relations entre les caractéristiques morphologiques du

bassin de réception et celles du cône de déjection (Bull, 1964 ; Harvey, 1989 ; Lecce, 1991 ;

Brochot & Lorenzo, 2004). Afin d’étudier ces relations dans la haute cordillère de l’Elqui, il

nous a été nécessaire de réaliser une matrice des corrélations linéaires entre les variables

considérées (Tab.9).

Il en ressort une corrélation approximativement linéaire de la surface des cônes étudiés

avec celle des bassins de réception. La corrélation est ici de 70%, ce qui correspond à une

relation classique entre ces deux variables. Même si cette relation est significative, sa

faiblesse « relative » trouve son explication par le fait que la largeur disponible dans le cas de

la haute cordillère de l’Elqui, paramètre indépendant de la morphologie des bassins versants,

limite dans plusieurs cas, l’expansion des cônes.

160

La pente moyenne des cônes de déjection montre une corrélation négative (-49%) avec

la superficie des bassins versants et une corrélation positive avec la dénivelée spécifique

(54%).

La largeur disponible en fond de vallée montre une corrélation négative (-49%) avec la

pente moyenne des cônes de déjection. Cela peut s’expliquer par le fait que la totalité des

cônes de déjection de la cordillère de l’Elqui étudiés ont été sapés par le ruissellement ;

affectant en premier les parties avales des cônes, là où la pente est la plus faible ce qui

pourrait engendrer une augmentation des pentes moyennes. La corrélation atteint les (66%)

entre la largeur disponible en fond de vallée et la superficie des cônes de déjection. Le test de

significativité donne un résultat de 3.87 ce qui est significatif. L’explication est à trouver

également dans l’action morphogène des cours d’eau des vallées principales. La corrélation

est excellente entre la longueur de la bissectrice des cônes de déjection et la largeur disponible

en fond de vallée (96%) ce qui révèle que dans de nombreux cas, les cônes de déjection

occupent pratiquement la totalité de l’espace disponible de fond de vallée (Fig.63).

Des études précédentes (Jackson et al., 1987, Marchi et al., 1993) ont montré que de

simples indices morphométriques qui expriment la pente du cône de déjection et du bassin

versant peuvent donner d’utiles indications sur la typologie des processus torrentiels (laves

torrentielles, transport solide par charriage) à l’exutoire des bassins versants de montagne

(Brochot & Lorenzo, 2004).

Nous allons maintenant étudier la relation entre la dénivelée spécifique des bassins

versants et la pente des cônes de déjection. Jackson et al., (1987) dans trois zones d’étude

dans les Montagnes Rocheuses du Canada sont parvenus à une classification des cônes de

déjection en deux classes (cônes à charriage et à laves torrentielles) sur la base des

observations géomorphologiques et sédimentologiques et ont observé que ces deux groupes

occupaient des zones différentes dans un graphique qui représentait la pente du cône de

déjection en fonction de la dénivelée spécifique du bassin versant (Brochot & Lorenzo,

2004).. Nous allons tenter de réaliser la même démarche sur les cônes de déjection de la haute

cordillère de l’Elqui.

Les 21 cônes de déjection étudiés sont représentés graphiquement par un nuage de

points suivant la relation, pente moyenne des cônes de déjection en fonction de la dénivelée

spécifique (Fig.64). La répartition des cônes sur le graphique met en avant deux ensembles

assez bien distincts que sont les cônes de déjection qui sont ou ont été soumis à des

dynamiques de coulées de débris dont la dénivelée spécifique de leurs bassins versants est

généralement inférieure à celle des bassins versants où domine une dynamique de coulées de

slush au-dessus de 3000 m. Notons le coefficient de corrélation de 0.81 entre la pente

moyenne des cônes et la dénivelée spécifique de leurs bassins versants.

161

La pente moyenne des cônes de déjection affectés par les coulées de slush est de 29°

contre 24° pour ceux situés sous 3000 m d’altitude. Malgré l’éloignement géographique des

deux populations échantillonnées et de la différence notable de la largeur disponible en fond

de vallée (1048 m dans la vallée du Rio Turbio contre 359 m dans celle du Rio Colorado), la

différence de pente moyenne des cônes n’est pas marquée entre les deux populations. Cette

caractéristique permet de mettre en avant la signature géomorphologique des coulées de slush

sur les cônes présents dans la vallée du rio Colorado.

La détermination des processus en œuvre ou ayant affecté les divers cônes de déjection

étudiés s’est faite sur le terrain par observations géomorphologiques et sédimentaires et ont

été réalisées a posteriori.

Nous pouvons tirer comme enseignements de cette étude, que la faible corrélation

(toute relative, 70%) entre la superficie des cônes de déjection et celle des bassins versants

s’explique par les contraintes topographiques dues à la largeur des vallées principales, qui est

souvent faible et contraint l’expansion des cônes de déjection. L’utilisation de la superficie du

cône de déjection comme indicateur d’érosion et de la production de sédiments du bassin

amont s’avère par conséquent difficile.

162

Tab. 9 - matrice des corrélations linéaires entre les variables considérées dans l’étude.

163

R² = 0,8154

0

10

20

30

40

50

60

70

80

0 0,5 1 1,5 2

pe

nte

mo

yen

ne

cô

ne

s

Dénivelée spécifique

Coulées de débris

Coulées de slush

Linéaire (Coulées de débris)

.

y = 1,0539x + 105,03 R² = 0,9303

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

2000

0 500 1000 1500 2000

Larg

eu

r d

isp

on

ible

(m

)

Longueur bissectrice (m)

Fig. 63- Nuage de points reflétant la relation largeur disponible en fonction de la longueur

de la bissectrice des cônes

Fig. 64- Graphique en nuage de points reflétant la relation pente moyenne des cônes de déjection

avec la dénivelée spécifique de leurs bassins versants

164

B/ L’IMPACT DU CLIMAT SUR LES CONES DE DEJECTION

De nombreuses études ont démontré que les variations climatiques jouent un rôle

majeur dans l’évolution des cônes de déjection, dans la mesure où elles agissent à la fois sur

la production de débris au niveau du bassin versant et sur les écoulements par le biais des

précipitations. Ce rôle permet notamment d’expliquer le synchronisme des principales phases

de morphogenèse observées sur des cônes situés dans des régions éloignées les unes des

autres. On attribue ainsi l’incision quasi-générale des cônes de déjection pléistocènes sous les

moyennes latitudes de l’hémisphère nord au passage vers 13 000 ans B.P du climat

périglaciaire relativement aride qui régnait jusqu’alors au climat tempéré actuel, changement

qui a entraîné une diminution drastique de la production détritique sur le bassin versant

(Bertran et al., 2004). Par contre, à une échelle de temps inférieure à quelques siècles, la mise

en évidence des variations du climat dans l’édification des cônes de déjection reste difficile à

déterminer sans ambiguïté. En effet, les événements qui jouent un rôle morphogénique

important ont généralement un temps de récurrence élevé ; distinguer ce qui relève de la

statistique de la distribution dans le temps de ces événements, de ce qui revient aux

fluctuations climatiques est alors un exercice périlleux lorsqu’on ne considère l’évolution

d’un cône que sur une courte durée (Bertran et al., 2004).

Dans l’hémisphère sud et en particulier dans la région du Norte-Chico, c’est à partir de

11,6 +/- 1,2 ka B.P que commence le recul rapide des glaciers de la région (Zech, 2006b), une

phase moins froide et plus humide s’installe alors et devient favorable au développement des

cônes de déjection que nous venons de décrire (Veit, 1996). En se référant à la datation

relative de la mise en place du cône de déjection El Calvario que nous avons réalisée

précédemment et que nous avons estimée à environ 10900 ans B.P, notre résultat semble en

cohérence avec la période décrite par Veit (1996). A l’exception des cônes présents dans la

vallée du Rio Colorado et qui sont encore actifs, les grands cônes de déjection de la vallée du

Rio Turbio sont contemporains de cette période.

165

5.1.2 LE CONE DE DEJECTION EL CALVARIO

Paskoff (1970) a émis l’hypothèse d’une obturation totale de la vallée du Rio Turbio

ayant provoqué la formation d’une accumulation fluvio-lacustre en amont et ce, sur plusieurs

kilomètres. Cette idée n’est restée qu’à l’état d’hypothèse, c’est pourquoi il nous est apparu

nécessaire d’étayer ces propos afin de valider ou non un tel scénario.

A/ ANALYSE GRANULOMETRIQUE

L’analyse granulométrique du dépôt révèle une très grande proportion d’éléments

anguleux de taille supérieure ou égale à 20 mm de diamètre puisqu’ils représentent

pratiquement 40 % de l’échantillon prélevé. L’absence de classement particulier, d’orientation

préférentielle du matériel dans le dépôt et un aspect massif avec une intercalation de lits

argileux sont autant d’éléments nous permettant de qualifier ces dépôts comme étant la

résultante de laves torrentielles. Les résultats sont exprimés en pourcentage sur 100 % de la

fraction inférieure à 20 mm. Cette limite de 20 mm peut paraître arbitraire, car elle ne prend

pas en compte la charge grossière. Toutefois, les études sur la rhéologie des laves torrentielles

montrent que le comportement des écoulements est majoritairement guidé par la matrice et

non par les débris ou blocs qu’elles transportent (Remaître et al., 2002). Lors du

déclenchement et de la propagation d’une lave torrentielle, deux zones particulières

Photo. 30- Cône de déjection El Calvario à l’origine de l’obturation de la vallée du Rio Turbio.

Emboîtement d’un second cône de déjection à la sortie du chenal creusé par le cours d’eau dans un

affleurement rocheux. Cliché : Houbart. A, Alt : 1860 m

166

s’individualisent de l’amont vers l’aval du bassin versant. Ces zones libèrent l’essentiel des

éléments qui alimentent la lave : la (ou les) zone(s) de départ où le phénomène se déclenche,

et la (ou les) zone(s) de contribution qui fournit du matériel supplémentaire pendant la

propagation (Remaître et al., 2002). Il est couramment admis que les laves torrentielles se

produisent à la suite de la remobilisation par le torrent, de terrains déstabilisés provenant

majoritairement des berges, du lit et des versants adjacents (Takahashi, 1991) dans (Remaître

et al., 2002).

Selon la constitution granulométrique de la matrice de la lave (éléments inférieurs à 20

mm), il est possible de distinguer clairement deux grands types d’écoulements : les laves à

matrice cohésive et les laves à matrice granulaire (Bonnet-Staub, 1998). Le faible taux de

limons (éléments inférieurs à 0.1 mm) 11% du poids total de l’échantillon atteste dans le cas

présent d’une mise en place par écoulement de laves torrentielles à matrice granulaire.

L’absence de zones source parfaitement délimitables et les indices de terrain sont favorables

au développement d’un scénario d’une accumulation du matériel par éboulisation ou coulées

sèches dans le fond de vallée. La mise en mouvement et le transport de ce matériel

provisoirement stocké se produit par la survenance d’un élément perturbateur.

L’observation des coupes stratigraphiques réalisées sur le front du cône de déjection El

Calvario nous permet d’apprécier la succession verticale qu’il est possible de deviner malgré

l’aspect chaotique général mais également la distribution latérale des dépôts situés dans la

partie distale (photo.31).

De chaque côté du chenal central actuel, les coupes transversales mises à nue par

l’action de sapement du Rio Turbio, laissent apparaître une succession verticale de laves

torrentielles. Chaque strate Gms (conglomérat massif) est délimitée de la suivante par une

zone de transition composée de graviers, de sables et de limons au tri plus développé, mise en

place par un charriage torrentiel. Leur couleur plus claire permet la visualisation de leur

inclinaison de part et d’autre du chenal central incisé dans un affleurement rocheux granitique

(Photo.30). Il est rare d’observer sur les coupes disponibles, le recoupement de deux niveaux

alluvionnaires qui pourrait marquer la délimitation latérale de l’extension d’une lave

torrentielle. Par conséquent, les laves torrentielles étaient assez puissantes pour s’étaler sur

des épaisseurs supérieures au mètre et se développer latéralement sur des distances au moins

égales à la moitié de la largeur du cône originel. Il nous est possible par contre d’observer ici

comme sur la grande majorité des cônes de déjection, des lentilles diamictiques planes

d’extension plurimétrique formées par les lobes frontaux, dont l’épaisseur va de quelques

centimètres à plus d’un mètre dans le cas présent. La stratification se matérialise par des

variations verticales de la concentration en cailloux, qui reflètent l’empilement de coulées

distinctes et partiellement fusionnées ou éventuellement une succession de bouffées plus ou

moins chargées au cours d’un même évènement.

167

Photo. 31- vue de profil du front du cône de déjection El Calvario. Variations de teintes entre chaque

coulée attestant d’apports moins chargés en matériel en fin d’écoulement. GPS : 29°57’15’’S 70°11’11’’W.

Cliché : Houbart. A, Orientation : Nord-est

Fig.65- Courbe des fréquences cumulées de l’échantillon (ElcaldepV)

Fig. 66- Refus de la colonne à tamis de l’échantillon (ElcaldepV)

168

B/ HYPOTHESE DE MISE EN PLACE

Comme nous l’avons déjà dit, la quebrada El Calvario, d’orientation Nord-sud, a sa

confluence perpendiculaire avec le Rio Turbio. Au débouché de celle-ci, un cône de déjection

d’une hauteur de 32 mètres par rapport au lit mineur actuel s’est développé et a effectivement

obturé la vallée puisqu’il est possible de distinguer sur le versant opposé à la quebrada El

Calvario, des vestiges de dépôt identiques dans leurs caractéristiques à ceux du corps

principal du cône. Ces dépôts sont perchés à une hauteur de 17 mètres au-dessus de la terrasse

alluviale La Laguna (photo.32). La terrasse alluviale se trouvant à une hauteur de 15 mètres

au dessus du lit mineur actuel, il nous est possible d’estimer la hauteur atteinte par le cône de

déjection lorsqu’il est venu obturer complètement la vallée du Rio Turbio à environ 35 mètres

(Fig.67).

Photo.32- dépôt du cône de déjection

El Calvario plaqué contre le versant sud

opposé à la quebrada El Calvario. Cliché

pris depuis la terrasse fluvio-glaciaire de la Laguna.

Houbart. A, Orientation Est.

Fig. 67- Profil transversal de la vallée du

Rio Turbio à 1860 m d’altitude. Cliché tiré

de Google Earth.

169

Afin de déterminer le mode de mise en place de ce cône de déjection, nous nous

sommes rendus en amont de celui-ci en remontant les quelques centaines de mètres

accessibles dans la quebrada El Calvario. L’utilisation des photographies aériennes et de

Google Earth nous laissait penser à une mise en place liée à un effet chasse-d’eau à la suite de

la rupture d’un bouchon sédimentaire constitué au pied d’un système de couloirs d’éboulis

favorable à une telle concentration de matériel. Les observations de terrain ne vont pas en ce

sens dans la mesure où nous n’avons pu identifier d’anciennes cicatrices de point de départ du

matériel accumulé.

La pente moyenne de ce bassin versant est de 29.5 % ce qui dans le cadre d’une

accumulation en amont d’un bouchon sédimentaire aurait engendré la rupture de celui-ci

avant même que les débris provenant des versants aient eu le temps de s’accumuler jusqu’à

combler la totalité du fond du chenal jusqu’à une altitude de 3000 mètres environ. Le

comblement ne s’est produit que dans un seul chenal du bassin versant El Calvario dans

lequel les affleurements de la formation Pastos Blancos, composés principalement de brèches

sont plus sensibles à la gélifraction et à la thermoclastie que les affleurements présents dans le

chenal Est du bassin versant El Calvario composés de granodiorites et de monzogranites à

biotite et à muscovite appartenant à la formation Cochiguás. En effet, aucune trace de

comblement ayant abouti à la formation d’une banquette ou terrasse après remobilisation et

incision lors de l’évacuation du matériel n’est visible sur les photographies aériennes (Fig.66).

A contrario, le chenal Ouest de la Quebrada El Calvario comporte de nombreux

vestiges de terrasses correspond au niveau maximal atteint par l’épaisseur de dépôt, et ce, sur

les deux tiers de sa longueur (Fig.69).

Le versant ouest du bassin versant El Calvario où la dynamique d’acheminement des

matériaux s’effectue par éboulisation le long de couloirs d’éboulis à l’origine de cônes

coalescents en amont du bassin versant. Cette accumulation sédimentaire a ensuite été

remobilisée lors de l’événement morphogénique à l’origine des terrasses.

170

Fig. 69- Amont du cône de déjection El Calvario. Notons que le cours du Rio venant du Nord-est a été

détourné lors de la mise en mouvement du matériel évacué puisque l’arrête sommitale rocheuse délimitant

les deux chenaux principaux de ce bassin hydrographique peu hiérarchisé s’enfonce sous le matériel

remobilisé qui lors de son dépôt, a comblé l’ancienne confluence probable en édifiant un niveau de base

dans la continuité de l’arrête. La confluence est ainsi repoussée d’environ 800 mètres. Le Rio venant du

Nord-est ayant un faible débit, il n’a encore pu inciser entièrement la terrasse mise en place afin de

retrouver son niveau de base originel.

Fig. 68- extrait de la photographie aérienne n°016468 sector 23, SAF 2000 GEOTEC Vicuña 1/50000 sur

laquelle il est possible d’apercevoir les couloirs de coulées de débris très bien développés ainsi que les

banquetttes de comblement en fond de vallée

171

5.1.3 LES DEPOTS FLUVIO-LACUSTRES

Nous avons pu observer certains dépôts fluvio-lacustres qui n’avaient pas été décrits

par Paskoff (1970). Plus localisés que les dépôts d’origine fluviatile que l’on rencontre de

chaque côté de la bande active depuis l’extrême Nord-ouest de notre zone d’étude jusqu’à

3100 mètres d’altitude, ces dépôts se situent dans la vallée du Rio Turbio entre La Quebrada

El Calvario et le lieu dit Juntas (Fig.70).

Les dépôts décrits par Paskoff (1970) apparaissent sous forme de vestiges plaqués sur

les versants à quelques mètres de hauteur par rapport au niveau du lit mineur actuel, et ce,

immédiatement en amont de la Quebrada El Calvario (Photo.33). Ceux-ci sont observables

jusqu’à Juntas. Les travaux de la route transfrontalière ont amené les engins de terrassement à

utiliser les dépôts de pente comme remblais, ce qui a abouti à la mise à l’affleurement des

dépôts fluvio-lacustres mieux conservés que ceux présents sous forme de lambeaux isolés.

A / CHOIX DES SITES

Cinq sites sont observables depuis la route transfrontalière, immédiatement à l’amont

du cône de déjection de la Quebrada El Calvario. Chacun de ces sites est recouvert en partie

par les débris de versants, ce qui rend difficile l’estimation de la distance entre la coupe et le

pied de versant originel. Ces sites seront nommés : site n°1, 2, 3, 4 et n°5 dans le sens aval-

amont mais seuls les sites n°1 et 2 ont fait l’objet d’une analyse lithostratigraphique (Fig.70).

En effet, les sites n°3,4 et 5 étant en grande partie recouverts de dépôts de pente, ils ne

pouvaient faire l’objet d’une analyse et d’une interprétation représentative des conditions de

mise en place de ces dépôts. Le site n°4 avait été échantillonné par Oyarzun et al., (2003) afin

d’en estimer l’âge, il s’agissait jusqu’à ce que nous obtenions les premiers résultats de la

première datation au 14

C dans la vallée. En ce qui concerne le site n°5, celui situé le plus en

amont du cône de déjection El Calvario, il a pu faire l’objet d’un échantillonnage pour

datation dans une strate très riche en matière organique.

La hauteur relative du sommet de ces affleurements par rapport au lit actuel du Rio

Turbio est source d’enseignement sur les modalités de leur mise en place. En effet, leurs

hauteurs diminuent de l’aval vers l’amont, passant de 33.20 m pour le site n°1 à 17.30 m pour

le n°2. Ces mesures permettront de conforter notre interprétation sur les modalités de leur

mise en place.

172

Photo. 33- Vestiges fluvio-lacustres plaqués sur le versant Nord du Rio Turbio, au-dessus du niveau actuel du

Rio Turbio (15m). Cliché : Houbart. A Alt : 1850 m

Fig. 70- Localisation des séquences fluvio-lacustres rencontrées le long du Rio Turbio entre la Quebrada El

Calvario et Juntas. Il est à noter que ces séquences sont visibles grâce au déblaiement anthropique et qu’il

demeure des dépôts encore piégés sous les dépôts de pente.

173

B/ ANALYSE ET INTERPRETATION DU SITE FLUVIO-LACUSTRE N°1

Le site n°1 se situe immédiatement en amont du cône de déjection formé à la sortie de

la Quebrada El Calvario (Fig.70). Cet affleurement est visible sur une hauteur de 26 mètres si

l’on prend comme base la route nous permettant d’y accéder. Cette dernière se situe à 7.50

mètre au-dessus du lit actuel du Rio Turbio, la hauteur totale du dépôt est donc d’environ 33

mètres. Les écoulements provenant de la quebrada dans laquelle nous nous trouvons ont

permis l’incision de ce dépôts et par voix de conséquence, la mise à nue d’affleurements de

façon longitudinale par rapport à la quebrada. L’orientation de cette quebrada étant Sud-nord,

les coupes observées sont perpendiculaires à la vallée du Rio Turbio. Les conditions de terrain

ne nous ont pas permis d’observer et d’analyser la séquence en une seule unité ; trois

séquences ont pu être délimitées, chacune d’elle étant séparée de l’autre par un replat. Le

décalage dans l’observation de ces séquences est illustré sur la figure n°71.

174

Photo.34- Base du dépôt, (Site n°1), présence facilement observable de matière organique par sa

couleur noirâtre. Cliché : Houbart. A, Orientation : Sud-ouest

Photo.35- Sommet du dépôt fluvio-lacustre n°1 depuis le sommet du cône de déjection El Calvario.

Cliché : Houbart. A, Orientation : Sud-est.

175

Fig. 71- Coupes lithostratigraphiques du site fluvio-lacustre n°1

176

Aucune inclinaison notable n’a pu être mesurée, en effet, cette séquence se caractérise

par une stratification parallèle sur la quasi-totalité de sa hauteur. Nous parlerons ici de

laminations parallèles pour les strates inférieures de la séquence puisque constituées

principalement d’argiles et de sables fins. Ce site est constitué d’une alternance d’unités mises

en place dans un environnement calme, favorable à la décantation. Des rythmites

reconnaissables par leur épaisseur inférieure au millimètre et par leur alternance de couleur

clair à foncée sont observées. Parmi les rythmites saisonnières, les varves déposées en milieu

lacustre sous des conditions périglaciaires sont le plus souvent contrôlées par la fonte des

glaciers, leur origine est donc très certainement similaire ici. Ces strates Fl ou Fsm sont

intercalées par des accumulations de matière organique. Les surfaces limites (discontinuités)

sont franches ce qui traduit un arrêt et une reprise assez rapide des conditions de

sédimentation.

La partie basse de la séquence est composée d’une succession de lits plans sur plus

d’un mètre de hauteur dans lesquels aucune trace de système racinaire ni de figure de

surcharge n’est visible. Le passage à l’unité surincombante est matérialisé par la présence

d’une strate noirâtre de plus de 3 centimètres d’épaisseur composée de matière organique

(présence de morceaux de bois). C’est dans cette strate que nous avons effectué un

prélèvement afin de dater ce dépôt (Fig.71). Sur plus de 80 cm, se sont superposées plusieurs

couches très riches en matière organique, signe d’une interruption ou d’un ralentissement

durable des apports argilo limoneux en lien avec une période plus sèche ayant limité les

précipitations. Cette alternance de strates Mo (Matière organique) et de Fm, Fsm se poursuit

de façon plus régulière dans la partie supérieure de la séquence et se termine par une strate

Mo dans laquelle nous avons également réalisé un échantillonnage pour tenter de dater ce

dépôt et ainsi pouvoir estimer au mieux les dernières phases de sédimentation à l’arrière du

cône de déjection El Calvario.

La séquence est interrompue à cinq reprises par l’intercalation de strates identifiées

Gms en raison de son aspect massif contenant des débris anguleux et de la rapidité de leur

mise en place attestée par le contact brutal observé avec les strates sous-jacentes. Le matériel

d’origine autochtone est composé de diorites et granodiorites à gros grains appartenant à la

formation Huanta. Il n’existe aucun doute sur l’origine de ces dépôts que nous identifions

comme des débris flows provenant de la quebrada elle-même.

Le sommet de la séquence comporte une strate composée de sables moyens à fins sans

aucun agencement particulier mais d’une très bonne homogénéité granulométrique,

correspondant en tout point aux dépôts éoliens que l’on rencontre le long de la vallée du Rio

Turbio. Le vent violent durant la journée est en effet favorable au transport des éléments les

plus fins ; leur accumulation se fait ensuite dans des sites où la perte d’énergie du flux éolien

permet leur accumulation. L’encaissement et la situation de proximité d’un coude réalisé par

177

le Rio Turbio est favorable à l’accumulation de ces sédiments. Il est à noter que cette

accumulation située à plus de 28 mètres au-dessus du niveau actuel du Rio Turbio, est

intercalée entre deux coulées de débris dont celle supérieure a une inclinaison d’environ 15 °

(Fig.71). Cette dernière est venue recouvrir le dépôt éolien sous-jacent en épousant sa

terminaison en biseau. Elle constitue également la strate supérieure de cette séquence fluvio-

lacustre et par conséquent, l’arrêt de la sédimentation.

Cette localisation du site et l’absence de toute trace d’une telle accumulation plus en

aval nous amène à nous poser la question de cette mise en place.

- DATATION DU DEPOT

La datation de la séquence fluvio-lacustre de ce site n°1 est fondamentale afin de

pouvoir délimiter le plus précisément possible la période durant laquelle la vallée du Rio

Turbio s’est ennoyée et comblée. Une datation au 14

C réalisée par (Oyarzun et al., 2003), dans

les dépôts du site n°4 (Fig.70) donne un âge de 9640 ans B.P +/- 40 ans. Oyarzun et al.,

(2003) ont également attesté de la présence d’une forte concentration d’arsenic dans ce dépôt

par rapport aux concentrations trouvées dans les sédiments alluviaux contemporains. Ceci

peut s’expliquer de deux manières :

- le comblement en amont du cône de déjection El Calvario et la sédimentation en

résultant ont été propices à l’accumulation de l’arsenic dans les dépôts ne bénéficiant plus du

courant suffisant à son transport.

- Probable période plus humide ayant favorisé l’apparition de précipitations sur la

partie Nord-est de notre zone d’étude, là où la présence d’arsenic d’origine naturelle est

aujourd’hui combinée avec des rejets liés à l’exploitation minière. Les précipitations ont pu

favoriser le drainage des zones d’altération hydrothermale et ainsi engendrer une

accumulation.

Nos deux échantillonnages ont été réalisés à la base et au sommet de la séquence

fluvio-lacustre afin d’estimer la vitesse de comblement de la plaine alluviale Llanos. Le

premier échantillon donne un âge de 9600 +/- 50 BP (11170 à 10740 cal B.P) (cf. Annexe

n°1) et le second qui déterminera approximativement l’arrêt de la sédimentation révèle un âge

de 2600 +/- 40 B.P (2770 à 2710 cal B.P) (cf. Annexe n°2). Ces datations sont cohérentes

avec l’unique datation connue dans la vallée obtenue sur le site n°4, 9640 ans B.P +/- 40 ans,

(Oyarzun et al., 2003).

Nous avons donc une période de sédimentation qui a duré plus de 7000 ans dans la

mesure où l’échantillon réalisé à la base du dépôt n°1 ne correspond pas au niveau de base du

178

comblement mais uniquement à la base de la partie visible d’une séquence fluvio-lacustre qui

se situe actuellement à 17 mètres au-dessus du cours actuel du Rio Turbio. La dénivellation

entre les deux datations réalisées étant de 53.20 mètres, nous pouvons estimer la vitesse

moyenne de comblement à 1.31 cm/an. Il s’agit là d’une moyenne, le taux à pu augmenter lors

d’apports sédimentaires plus importants et inversement, diminuer voir être nul lors de la

réduction des apports sédimentaires induite par l’apparition de conditions climatiques moins

favorables à la libération de matériau. La base du dépôt n°1 se situant à 17 mètres au-dessus

du niveau actuel du Rio Turbio ; si l’on rapporte la vitesse de comblement obtenue d’après les

datations réalisées sur la partie visible de l’affleurement à ces 17 mètres, nous atteignons une

période de sédimentation d’environ 1300 années. Il nous est ainsi possible d’estimer

approximativement la durée pendant laquelle le comblement du lac d’obturation présent à

l’amont du cône de déjection El Calvario s’est réalisé, à 8300 ans.

Les cinq principaux affleurements visibles le long du cours actuel du Rio permettent

également, outre la possibilité de dater et d’attester de leur contemporanéité avec la phase

d’obturation du Rio Turbio, d’interpréter les modes de mise en place des sédiments, grâce à la

fraîcheur des coupes et aux possibilités de terrain qui nous sont données pour la description

des faciès et de leur agencement. D’ailleurs, un échantillonnage dans un lit de matière

organique très bien préservée à mi-séquence du site fluvio-lacustre n°5 (Fig. 70) est venu

confirmer la corrélation de cet affleurement avec la phase d’obturation de la vallée du Rio

Turbio puisque le résultat de la datation (Emosite5ech2) nous donne un âge de 5970 + /- 60

B.P (11130 à 10660 cal B.P).

C/ ANALYSE ET INTERPRETATION DU SITE FLUVIO-LACUSTRE N°2

Comme c’est le cas pour tous les affleurements fluvio-lacustres le long du Rio Turbio,

le site n°2 est recouvert en grande partie par des dépôts de pente qui ont rendu impossible

toute observation jusqu’à l’utilisation des sédiments pour cause de réfection de la route

transfrontalière. La figure n°72 illustre l’ampleur, la qualité de l’affleurement observé et son

caractère évolutif en raison du sapement réalisé par les engins de chantier. Il n’est d’ailleurs

pas certain que cet affleurement soit encore aujourd’hui visible.

179

Fig. 72- analyse lithostratigraphique de l’affleurement n°2 (Rio Turbio)

180

- IDENTIFICATION DES STRUCTURES SÉDIMENTAIRES

Même si les conditions de terrain ne nous ont pas permis de lever une coupe verticale

lithostratigraphique complète, la longueur de l’affleurement dans le sens d’écoulement actuel

du Rio Turbio a néanmoins mis en exergue certaines structures particulières caractéristiques

des cours d’eau torrentiels de forte énergie. En effet, les séquences caillouteuses formées de

lentilles à matériel bien trié alternent en plusieurs endroits avec des revêtements sableux,

voire argilo-limoneux minces déposés par les crues ou par une diminution progressive de la

capacité de prise en charge du matériel. Lorsque la capacité de transport torrentiel est

inférieure aux apports sédimentaires (situation d’excès de charge), le cours d’eau développe

un style fluvial à chenaux multiples ; c’est le style en tresses.

Ce style, caractérisé par une dynamique hydraulique particulière a engendré la

formation de figures sédimentaires corrélatives. Leur étude permet de relier un état

d’écoulement des eaux avec une forme d’accumulation sédimentaire et une granulométrie du

matériel (Bourrié et Dewolf, 2008). L’une des figures les plus utilisées est le diagramme de

Hjulström qui fait intervenir la vitesse du courant sur le fond à 1 mètre de profondeur, et la

taille des grains mesurée par tamis (Fig.73). Il est également possible de reconstituer les

conditions de mise en place des dépôts grâce à des représentations schématiques des relations

entre les différents types de constructions, la granulométrie et la puissance d’écoulement

(Fig.74).

Fig. 73- Diagramme de Hjulström

181

Les figures d’érosion et de dépôt (« stratifications obliques », cross bedding), vont

nous permettre de mieux comprendre le mode de mise en place des dépôts. Les rides et dunes

hydrauliques se forment dans le sens du courant ; ces formes sont observables dans les bancs

argilo-limoneux avec en grande majorité des rides (ripple marks) de 1 à 3 cm d’amplitude et

de 10 à 15 cm de longueur d’onde (Photo. 36).

Ces rides s’intègrent dans une structure générale qui est caractérisée par une

lamination parallèle et que l’on retrouve dans le premier tiers inférieur de l’affleurement.

Cette unité est subdivisée en une alternance de dépôts de décantation sans réelle organisation

du matériau et de bancs argileux d’une épaisseur de quelques centimètres et de couleur

jaunâtre à blanchâtre. Les rares accumulations de matière organique représentatives de

conditions favorables à l’apparition et au développement de végétaux ne mesurent pas plus de

3 cm d’épaisseur. Il n’est pas rare de trouver des cristaux de gypse dans ces horizons

noirâtres, associés à des dépôts de soufre (Photo. 37).

Le gypse est un minerai sédimentaire typique d’origine chimique, il se forme dans un

environnement évaporitique par précipitation directe des eaux mères. La présence de soufre

s’explique par une teneur des eaux du Rio Turbio en sulfates comprise entre 142 mg/L et

1.099 mg/L (Gobierno de Chile, 2004). L’origine de ces sulfates est mixte : ils proviennent à

la fois des activités minières situées en amont, où le drainage minier des minerais provoque la

décomposition de la pyrite présente dans les corps de minerai de la « ceinture du cuivre »

(copper belt), mais également du ruissellement le long des versants affectées par les zones

d’altération hydrothermale riches en sulfates. Il est également classique de trouver du gypse et

du soufre à proximité l’un de l’autre, le gypse étant un minerai du soufre.

Fig.74- Champs d’apparition des différentes figures sédimentaires en fonction de la vitesse du

courant et de la profondeur moyenne de l’écoulement, pour un lit constitué de sables fins et de

sables grossiers d’après Middleton & Southard, (1984)

182

La formation de ces cristaux et la présence de matière organique peuvent s’expliquer

par des conditions de mise en place de type milieu lagunaire avec présence d’une lame d’eau

superficielle mince soumise à un fort ensoleillement favorable à l’évaporation et à la

précipitation du gypse et de sa cristallisation. Les traces de souffre les plus en amont se situent

sur le site fluvio-lacustre n°5, soit 3.5 km en amont du cône de déjection El-Calvario environ.

Photo. 36- ripple marks dans un banc argilo-limoneux à la base de l’affleurement du site n°2 (Rio

Turbio) Cliché. Houbart.A

Photo. 37- rosette de gypse à la surface d’un banc riche en matière organique et présentant des traces

de dépôts de soufre. Site fluvio-lacustre n°5 Cliché : Houbart. A

183

La même unité sédimentaire, caractérisée par une structure tabulaire et un faciès

général concordant avec des conditions de mise en place dans un milieu de faible à très faible

énergie se retrouve sur le tiers supérieur de l’affleurement. Ces deux parties de l’affleurement

sont séparées par une unité sédimentaire aux conditions de mise en place plus rapides : en

témoignent les bancs de graviers fins à grossiers et de galets (Fig.72). Leur imbrication de

type « relevé vers l’amont » nous permet de savoir que la coupe rafraîchie par les engins

motorisés est longitudinale au paléo-courant du Rio Turbio. Une dizaine de mètres plus en

aval, apparaît très clairement un corps sédimentaire d’une longueur d’environ 15 mètres et

d’une hauteur de 2 mètres environ que nous avons interprété comme résultant du comblement

d’un creux d’érosion (sand waves, sand bars) (Fig.72). L’orientation et l’inclinaison des

lamines, constituées de sables et de graviers, donnent ici des figures complexes ressemblant à

de véritables petits dépôts de talus deltaïques.

La disposition des lamines dépend des paramètres de l’écoulement (force de traction)

et du rapport de la tranche d’eau sur la crête à celle au creux de la structure. Si la force de

traction est faible, les grains dans leur majorité roulent le long de la pente sous le courant et le

contact de la lamine avec le substratum est angulaire ; avec l’augmentation de la force

tractrice, de plus en plus de grains sont pris dans le courant turbulent de retour et les lamines

deviennent tangentielles et concaves vers le haut (Cojan & Renard, 2006). Nous préférons

interpréter cette formation sédimentaire comme le résultat d’un comblement d’un creux

d’érosion puisqu’il n’existe pas à la base de lamines de matériel plus grossier habituellement

caractéristique d’un fond de chenal. Dans le cas présent, la succession de lamines

tangentielles, angulaires puis concaves traduit l’approfondissement puis la diminution de la

tranche d’eau. Les lamines forment un talus deltaïque (giant foreset) et leur parallélisme est

interprété par l’avancée d’un banc longitudinal progradant (sand bar, sand wave).

- STYLE FLUVIAL

La séquence reflète donc un environnement de sédimentation ayant alterné phases

relativement calmes (tiers inférieur et supérieur de l’affleurement) avec un écoulement plus

puissant et un apport de matériaux plus important (milieu de l’affleurement). Le style fluvial

était donc probablement de type rivière à chenaux en tresse (braided) à sinuosité faible lors

des phases actives, en témoigne la figure sédimentaire que nous venons de décrire, l’absence

de plaine d’inondation qui est également l’une de leurs caractéristiques ainsi que

l’impossibilité du développement d’un style fluvial à chenal rectiligne dans une dynamique de

comblement. Le style fluvial à chenaux méandrisants n’est quant à lui pas du tout adapté aux

conditions topographiques, la pente devant être inférieure à celles que nous rencontrons dans

la cordillère de l’Elqui. Un tel style aurait d’ailleurs donné lieu à la formation de dépôts

184

sédimentaires de point bar avec un granoclassement vertical qui reflète les phases de dépôt en

fond de chenal, d’abandon progressif et de colmatage, mais il n’en est rien. Ce style fluvial a

donc varié en réponse aux modifications climatiques et au régime fluvial, alternant chenaux

en tresse à faible sinuosité avec des conditions de type lagunaires. Cette adaptation du style

fluvial s’est donc produite entre 11170 et 2170 cal B.P et traduit une adaptation à un

changement environnemental que nous ne pouvons dater plus précisément.

Nous pouvons d’après ces indices et certaines similitudes avec les conditions de

comblement à l’origine de la plaine d’épandage fluvio-glaciaire en amont du barrage de la

Laguna , émettre l’hypothèse d’une similarité entre ce que nous pouvons observer aujourd’hui

à la surface de ces dépôts sédimentaires et ce qu’il devait être possible d’observer lors du

comblement à l’arrière du cône de déjection El Calvario.

5.1.4 DATATION DE LATERRASSE FLUVIO-GLACIAIRE DE LA LAGUNA

A/ DATATION DE LA TERRASSE DE LA LAGUNA

L’objectif principal de notre travail étant de définir le plus précisément possible la

chronologie de mise en place des formations quaternaires de la haute cordillère de l’Elqui, la

datation de la terrasse alluviale de La Laguna revêt un intérêt tout particulier. En effet, et nous

l’avons déjà précisé précédemment, la rareté de la matière organique à cette latitude sous

climat semi-aride ne fait qu’augmenter l’intérêt suscité par la découverte de dépôts organiques

piégés dans les formations rencontrées. De plus, la datation de la terrasse de La Laguna

permettrait de venir affiner le calendrier des évènements morphogènes quaternaires. En effet,

nous connaissons maintenant la période de mise en place du cône de déjection El Calvario et

de la phase de comblement en amont qui en a découlé, ainsi que celle de la mise en place du

dépôt lacustre « ancien » du complexe de Juntas.

Notre hypothèse de travail était celle d’une terrasse alluviale formée par un apport

hydrique important et brutal ayant pour origine, la rupture du dépôt sédimentaire accumulé en

fond de vallée de La Laguna à 3100 m d’altitude. L’absence de matière organique datable

durant nos deux premières prospections de terrain, nous avait obligé à chercher des indices

géomorphologiques susceptibles de nous aider à reconstituer sa mise en place.

185

- LES INDICES GEOMORPHOLOGIQUES

Ils sont au nombre de deux ; le premier peut être observé à l’amont du cône de

déjection El Calvario, sur le site fluvio-lacustre n°1 (Fig.70). Une coupe transversale du dépôt

fluvio-lacustre nous a permis de visualiser un contact net avec la terrasse alluviale de La

Laguna (Fig.75). Après l’arrêt de la sédimentation à l’amont du cône El Calvario, le Rio a

incisé le dépôt puis lors de la décharge de La Laguna, le matériel est venu se plaquer et

indurer le matériel fluvio-lacustre encore présent sur les bords de la vallée. Le ravinement des

dépôts le long du Rio Turbio par la terrasse alluviale ne laisse aucun doute sur la postériorité

de la mise en place de celle-ci. La datation du sommet de la séquence fluvio-lacustre n°1

ayant donné un résultat compris entre (2770 à 2710 cal B.P), la période durant laquelle avait

eu lieu la décharge devait s’être produite après cette date. Ce n’est que lors de notre troisième

prospection de terrain, qu’il nous a été possible d’observer le deuxième indice à la faveur

d’une coupe longitudinale de la terrasse de la Laguna ravinant un horizon de matière

organique visible d’une une tranchée réalisée pour la réfection de la route transfrontalière,

(Photo. 38).

Fig.75- contact franc entre les dépôts fluvio-glaciaires de la terrasse de La Laguna et les sédiments

fluvio-lacustres du site fluvio-lacustre du site n°1

186

L’échantillon a été prélevé en aval du cône de déjection, à une hauteur de 1.5 m au

dessus du cours actuel du Rio Turbio. Nous avons été attentifs à ne pas contaminer

l’échantillonnage avec les systèmes racinaires des végétaux développés sur la terrasse. Le

résultat nous donne un âge compris entre (1270 et 1060 cal B.P), ce qui est bien postérieur à

la fin du comblement à l’amont du cône El Calvario.

B/ INTERPRETATION DE MISE EN PLACE

Ce résultat vient ainsi corroborer notre hypothèse de départ à savoir la postériorité de

la mise en place de la terrasse alluviale de La Laguna par rapport à l’obturation de la vallée du

Rio Turbio mais permet également de prouver que le flux de la décharge de La Laguna a été

dévié par le dépôt lacustre « ancien » de Juntas et a ainsi pu créer le courant de retour à

l’origine du dépôt lacustre « récent » que nous avions évoqué précédemment.

Nous venons de réaliser la description et l’identification des formes et modelés

présents dans la haute cordillère de l’Elqui en écartant volontairement les formations qui sont

encore actives puisque celles-ci et nous le verrons dans le paragraphe suivant, vont nous

permettre de comprendre l’évolution des versants et des bassins versants durant le Quaternaire

et ce, grâce à la datation des phases de mise en place des éléments de fond de vallée.

Les calages chronologiques étant connus

pour le cône de déjection El Calvario et la terrasse

fluvio-glaciaire de La Laguna, nous avons pu

quantifier la vitesse d’incision du cours d’eau. Cette

vitesse d’incision permet d’obtenir une indication

sur la vitesse du remaniement des stocks

sédimentaires accumulés.

Grâce à la mesure de l’incision brute (en mètres) entre la surface du cône de déjection

El Calvario et le talweg actuel et le rapport avec l’âge de mise en place, nous avons obtenu les

résultats suivants (tab.10).

Photo. 38- matière organique échantillonnée pour la

datation de la mise en place de la terrasse alluviale de La

Laguna. Cliché: Houbart GPS: 29° 58’14.74’’ S 70°13’11.21’’ W alt: 1730

m

187

Tab. 10 - Estimation de la vitesse d’incision des dépôts du cône de déjection El Calvario et de la terrasse fluvio-

glaciaire La Laguna

Les résultats de la vitesse d’incision de la terrasse de La Laguna varient fortement en

raison de la grande amplitude de la hauteur de la terrasse de La Laguna entre 3100 mètres et

900 mètres d’altitude. Une certaine correspondance existe cependant entre la vitesse

d’incision minimale de la terrasse fluvioglaciaire et celle du cône de déjection ; la nature

sensiblement identique des formations accumulées (matériel meuble) rend plus facile

l’incision par le cours d’eau. Le profil en long du fond de la vallée Colorado révèle que le

cours d’eau n’a pas réussi à rétablir son profil d’équilibre depuis l’obturation du fond de

vallée par le dépôt morainique. Il en est de même pour le dépôt diamictique de La Laguna à

3100 m d’altitude. Les sédiments remaniés sont donc ceux du dépôt à l’origine de l’obturation

et non ceux accumulés après obturation, il y a donc encore un effet de barrage qui perdure

actuellement. Cet effet de barrage encore présent dans la partie amont du bassin versant ne

l’est plus à l’aval dans le Rio Turbio. En effet, contrairement au rio Colorado, le rio Turbio a

réussi à rétablir son profil d’équilibre en incisant les dépôts fluvio-lacustres. Il n’en demeure

pas moins des volumes sédimentaires importants de part et d’autre du lit majeur du rio.

5.1.5 LE « COMPLEXE DE JUNTAS »

« L’endroit est remarquable par un ensemble de formes et de dépôts dont l’étude

permet de mieux comprendre les vicissitudes qu’ont connues ces cours d’eau pendant le

Quaternaire. » (Paskoff, 1970, p. 153).

Située à 2200 mètres d’altitude, la confluence entre le Rio Toro d’orientation Nord-

sud avec le Rio La Laguna d’orientation Sud-nord, donne naissance au Rio Turbio au lieu-dit

« Juntas » (Fig.76). Paskoff (1970) a classé les formes et les dépôts de ce site en trois

catégories : formes et dépôts torrentiels, formes et dépôts lacustres, formations de pente. La

présence de ces dépôts lacustres et torrentiels induit nécessairement une logique

d’enchaînement des évènements morphogènes bien spécifique qu’il va falloir éclaircir tant

l’agencement des formes y est subtile.

Date de mise en place

(âge B.P)

Incision (m) Vitesse d’incision

(mm.an-1)

El Calvario 12470 45 3.6

Terrasse La Laguna 1170 5 à 29 4.3 à 24.8

188

Fig. 76- Localisation du complexe de Juntas

Fig. 77- Croquis de localisation des formations du complexe de Juntas, adapté d’après (Paskoff, 1970, p. 155)

189

A/ FORMES ET DEPOTS TORRENTIELS

Parmi ces dépôts, il est possible d’observer un témoin de la terrasse alluviale de La

Laguna que sa couleur brun violacé rend facilement identifiable à environ 8 mètres au-dessus

du lit majeur. Il existe également « sur la rive droite du Rio Toro un lambeau de terrasse dont

on retrouve d’autres exemplaires plus en amont qui présente non seulement un

commandement semblable mais aussi des caractères sédimentologiques identiques : matériel

hétérométrique, éléments peu usés, accumulation en vrac. Cependant les tufs liparitiques,

pratiquement inconnus dans la vallée du Rio La Laguna, interviennent ici dans le spectre

pétrographique ; ils sont responsables d’une matrice fine plus abondante et de la teinte

d’ensemble de la nappe qui présente une couleur jaune clair. Des phénomènes de cimentation

d’origine non calcaire apparaissent çà et là » (Paskoff, 1970, p. 154).

Il est possible d’observer un vestige de terrasse alluviale perché à environ 25 mètres

au-dessus du cours actuel du Rio Toro et du Rio La Laguna, et dont « la surface disparaît

presque totalement sous les éboulis de pente. » Même si effectivement, les éléments présents

dans celle-ci semblent être de taille supérieure à ceux présents dans la terrasse alluviale de La

Laguna, son inaccessibilité ne nous a pas permis de pouvoir le quantifier. De plus, le

rattachement de cette terrasse aux formations morainiques dites de l’avant-dernière période

glaciaire ou « glaciation du Tapado » reste très difficile à prouver de par le peu de vestiges

encore observables. L’hypothèse d’une débâcle de plus grande ampleur que celle de La

Laguna a été avancée par Paskoff (1970). Cette hypothèse si elle s’avérait être exacte

impliquerait que le dépôt sédimentaire de La Laguna (3100 m), eut été suffisamment actif et

bien alimenté pour pouvoir revenir occuper la totalité du fond de la vallée du Rio Laguna

après avoir été incisé une première fois. Même si le scénario est probable et que les indices

géomorphologiques relevés sur le terrain semblent permettre une telle interprétation, il n’en

demeure pas moins hypothétique.

B/ FORMES ET DEPOTS LACUSTRE

Paskoff (1970) a également identifié deux formations lacustres, l’une dite « récente »

et l’autre dite « ancienne ». La première « domine le lit majeur des cours d’eau d’une

quinzaine de mètres », « il s’agit d’un dépôt brun violacé, très bien classé et très bien

stratifié : sables grossiers et granules anguleux, disposés en lits horizontaux, excluent

pratiquement toute autre classe granulométrique » (Paskoff, 1970, p. 155) (Photo.39).

La datation relative faite par (Paskoff, 1970), basée sur l’analyse des minéraux lourds

dans la fraction inférieure à 50 microns et de celle comprise entre 50 et 500 microns fait

apparaître de l’olivine, du pyroxène, de l’hypersthène, de l’augite gris-vert et brune, de la

190

hornblende brune et verte, du grenat, de l’épidote et de l’apatite. Une assez bonne

conservation des minéraux mêmes les plus fragiles, tout comme dans l’échantillon analysé

dans la moraine de La Laguna lui faisait suggérer un âge sensiblement voisin.

Un échantillon a été prélevé afin d’y réaliser une analyse granulométrique. La

technique utilisée a été celle du tamisage à sec à l’aide d’une double colonne. Les paramètres

de Trask qui sont des paramètres de position donnant une valeur dimensionnelle de certains

points repères des courbes ont été calculés ainsi que les indices nécessaires à l’identification

du mode de mise en place terminal.

Echantillon Mode Méd Q1 Q3 Trask Qdphi SK

Juntdou 2 2,20 4,00 0,800 2,236 1,600 0,661

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

100

0,01 0,1 1 10

Fré

qu

en

ces

cum

ulé

es

en

%

Taille des tamis en mm

EchJuntdou

Photo. 39- Coupe longitudinale dans le dépôt sédimentaire situé à l’arrière du poste de

douane de Juntas. GPS : 29°58’31’’S 70°05’37’’W. Cliché : HOUBART.A, Alt: 2097m

Fig.78- courbe granulométrique en

fréquences cumulées sur échelle semi-logarithmique

de l’échantillon (EchJuntdou).

GPS: 29°58’31’’S 70°05’37’’W. Cliché: Houbart. A,

Alt: 2097m

191

L’analyse granulométrique nous donne une médiane de 2.20 mm, l’indice Qdphi est de

1,600 (Qdphi>1) ce qui généralement témoigne d’un mauvais tri dans le matériel. Le

coefficient de classement de Trask (Q3/Q1)1/2

So est de 2.236, ce dépôt est donc considéré

comme mal classé (1.87<So<2,75) ; l’indice de skewness de 0,661. Son faciès est de type

sigmoïde ce qui reflète la sélection du matériel lors du transport, certains sédiments de trop

petite ou de trop grande taille n’ayant pu atteindre le lieu de sédimentation. La mise en place

du sédiment est donc libre et sélective sans effet d’obstacle. Le sommet de la séquence met en

évidence le passage progressif d’un dépôt homogène sans agencement particulier à une

stratification oblique alternant sables grossiers et galets dépassant les cinq centimètres

attestant d’une phase d’apport de colluvions. Cette accumulation sédimentaire est scellée par

la présence à son sommet d’un vestige d’une coulée boueuse, riche en matrice argilo-

limoneuse et pauvre en éléments anguleux. Son inclinaison et son contact avec le versant ne

laisse aucun doute sur l’origine colluvionnaire de ce dépôt. La nature minéralogique des

dépôts de cette formation lacustre dite « récente » permettent d’attribuer l’origine des dépôts à

la vallée du Rio La Laguna.

Le site de confluence qu’est Juntas a pu être favorable au développement de courants

de retour circulaires lors d’un apport hydrique intensif en raison de l’angle droit qu’effectue le

Rio La Laguna avant de prendre le nom de Rio Turbio. Le courant perdant de l’énergie et par

conséquent sa capacité de transport, les conditions favorables au dépôt d’une certaine classe

granulométrique ont pu être présentes. Ce scénario s’il est probable ne pourrait être validé que

si la deuxième formation lacustre dite « ancienne » (Fig.77) est bien antérieure au dépôt

sédimentaire présent derrière le poste de douane, c’est ce que nous allons essayer de

démontrer.

192

Fig.79- Panoramique du complexe de Juntas

193

La deuxième formation lacustre présente sur le site de Juntas est considérée par

Paskoff (1970) comme plus ancienne que celle que nous venons de décrire. Cette antériorité si

elle est avérée nous permettrait de corroborer le scénario à l’origine de la mise en place du

dépôt sédimentaire dit « récent ». En effet, située entre « un piton rocheux, au sud duquel

passe aujourd’hui le Rio Turbio et le versant droit de la vallée, s’est conservé un lambeau de

formation, lui aussi d’origine lacustre, qui mure un ancien passage » du Rio (Paskoff, 1970, p.

155) (Fig.79). Cette accumulation tranche dans le paysage par sa couleur jaune clair et

domine le cours actuel du Rio Turbio de 32 mètres environ. De petits témoins isolés entre

Juntas et la Quebrada El Calvario ont été attribués à cette même formation par Paskoff (1970)

mais les observations de terrain n’ont pas permis d’observer de vestiges appartenant à cette

même formation. Les seuls lambeaux de dépôts lacustres encore visibles à l’aval de Juntas

sont ceux liés à l’obturation du Rio Turbio par le cône de déjection El Calvario.

Les argiles compactées ont dû être éclatés à l’aide d’un marteau afin de pouvoir en

extraire d’éventuelles traces de matière organique. D’infimes morceaux de bois ont été

échantillonnés à 5m70 de la base du dépôt afin d’être datés. Le résultat de la datation nous

donne un âge calibré compris entre 15310 et 16030 cal B.P (annexe 1).

C/ORIGINE DU DEPOT LACUSTRE « ANCIEN » DU COMPLEXE DE JUNTAS

L’interprétation des faits que réalise Paskoff (1970) est basée sur une obturation de la

vallée du Rio Turbio à au moins deux reprises dû aux apports torrentiels de la Quebrada El

Calvario. La différence dans la nature sédimentaire et la structure du dépôt de Juntas ne

permet d’expliquer cette mise en place à cet endroit. L’observation minutieuse des dépôts de

versant et l’utilisation des photographies aériennes nous ont permis de localiser une formation

dont l’aspect est massif, sans aucune stratification, aux éléments anguleux emballés dans une

matrice polychrome semblable à celle composant le dépôt de La Laguna et dont on retrouve

des vestiges plaqués contre le versant Sud de la vallée (Photo. 40 et 41).

Située à 1.1 km du complexe de Juntas, le dépôt a toutes les caractéristiques d’un

mouvement de masse, il a obturé entièrement la vallée du Rio Turbio et a dévié sur sa gauche

le Rio Turbio le forçant à contourner un piton rocheux. Sa position permettrait d’expliquer la

mise en place du dépôt lacustre « ancien ».

194

Photo. 40- mouvement de masse

situé à 1.1 km de Juntas,

photographie aérienne. GPS :

29°58’18.56’’ S 70°06’27.46’’ W, alt.: 2064

A noter la présence d’un

mouvement de masse plus

ancien présent à 600 m en aval

du premier.

La partie sommitale du dépôt est constituée

d’un replat et l’ancienneté du dépôt est à

l’origine de mécanismes de cimentation ce

qui lui donne un aspect massif et compact.

Photo. 41- placage sur le versant Sud

GPS : 29°58’18.56’’ S 70°06’27.46’‘ W, Cliché :

Houbart. A

Photo. 42- fond de chenal

raviné par le dépôt. GPS :

29°58’18.56’’ S 70°06’27.46’’ W,

Cliché : Houbart. A

195

5.2 LES DYNAMIQUES ACTIVES

5.2.1 LES PROCESSUS ASSOCIES

Le soulèvement global du volume montagneux et la réponse du réseau hydrographique

par incision engendre une déstabilisation des versants. Ce réajustement permanent nécessite

l’évacuation du matériel depuis les parties apicales des versants vers les parties distales par

une mise en mouvement dont les caractéristiques dépendent à la fois des propriétés

intrinsèques du matériel mais également des conditions environnementales. Ce matériel

mobilisé ne représente qu’une part minime des enregistrements sédimentaires continentaux de

par leur caractère local et transitoire. Cependant, la haute cordillère de l’Elqui offre de

nombreuses possibilités d’études concernant ces dépôts, les affleurements étant facilement

accessibles dans la plupart des cas et bien conservés par les conditions climatiques semi-

arides.

Nous l’avons déjà dit, les versants de la haute cordillère de l’Elqui sont affectés par

des processus de dilatation-contraction (thermoclastie) en raison des écarts importants de

températures entre le jour et la nuit. La gélifraction intervient principalement dans l’étage

andin inférieur (3500-4250 m), où les déplacements du matériel sur les versants peuvent se

réaliser par gélifluction ou cryoturbation. Les coulées de débris (debris flows) se déclenchent

également sur la majorité de notre terrain d’étude et sont à l’origine de nombreux cônes de

déjection qui jalonnent la vallée du Rio Turbio, La Laguna et du Rio Colorado.

Ils surviennent également sur les versants en cours d’ajustement, là où le rapport

Ho/Hi mis au point par Ballantyne & Harris (1994), exprimant la relation entre la hauteur

d’un versant et sa couverture détritique se rapproche de 1.

A/ LES COULEES DE DEBRIS OU DEBRIS FLOWS

Le debris flow est un mouvement de masse rapide composé d'un mélange d'eau et de

débris hétérométriques, affectant les versants en pentes fortes (Decaulne, 2001) et caractérisé

par la création d'une morphologie typique, associant le plus souvent trois parties distinctes :

- Une zone d'incision dans la partie sommitale, dont la profondeur est très

variable selon l'ampleur du debris flow.

- Dans la partie centrale fonctionnent des dynamiques d'érosion et

d'accumulation, le chenal étant bordé de deux levées de débris parallèles, d’épaisseur et de

hauteur variables.

196

- La zone terminale correspond à un secteur d'accumulation exclusif, un ou des

lobes frontaux délimitant l'extension maximale de la coulée sont précédés de levées encadrant

un chenal central non incisé, l'écoulement se faisant à la surface du sol, sans perturber ce

dernier (Decaulne, 2001).

La pente est le facteur principal qui autorise la mise en mouvement du matériel

mobilisé une fois que le matériel a perdu toute cohésion. Elle lui permet de prendre de la

vitesse et lui confère son caractère érosif sur un substrat souvent fragilisé par la faiblesse ou

l’absence d’un couvert végétal protecteur, ce qui est notre cas dans la haute cordillère de

l’Elqui. Les debris flows se déclenchent toujours sur des pentes fortes (supérieure à 25°), dont

la valeur est toutefois très variable, mais peuvent parcourir de longues distances sur des pentes

très faibles (Decaulne, 2001). Nous avons pu observer en Février 2009, les dépôts d’une

coulée de débris au débouché de la Quebrada La Hormiga qui s’était déclenchée durant le

mois d’Août de l’année précédente (hiver austral); ce dépôt avait complètement recouvert la

route (communication orale d’un habitant) suite à une pluie de forte intensité ayant durée à

peine 10 minutes (communication orale). Le cône de déjection étant complètement

artificialisé et couvert de vignes, son chenal axial est chenalisé ce qui favorise l’accélération

du flux de débris. A la sortie de ce chenal principal, là où le cône de déjection a été sapé afin

d’y faire passer la route transfrontalière, nous avons pu observer le chenal de la coulée de

débris avec la morphologie typique présente en partie centrale d’écoulement (Fig.80).

Fig. 80- coulée de débris dans sa partie centrale avec son chenal bordé de deux bourrelets latéraux

parallèles mais asymétriques. GPS: 29°50’45.23’’ S 70°24’12.70’’ W, Cliché: Houbart. A, Alt: 1206 m

197

Les fronts des cônes de déjection rafraîchis par le sapement du Rio Turbio et de La

Laguna plus en amont, permettent de visualiser la superposition des coulées de débris à

l’origine de leur développement (Fig.81).

A noter dans le cas présent, la forte capacité de prise en charge du matériel par les

coulées successives au regard des éléments anguleux déposés dépassant parfois les 70 cm de

longueur. Chaque coulée est séparée de la précédente et de la suivante par un lit composé de

limons et de sables fins à grossiers marquant la phase terminale de mise en place de chaque

coulée de débris par le recouvrement des éléments les plus grossiers issus de la coulée

précédente par le front de la coulée suivante composé des éléments les plus fins. L’étalement

latéral et basal qui en découle est étroitement lié aux paramètres physiques de la zone source

(le bassin versant) et de la zone d’accumulation (le fond de vallée) comme nous l’avons

démontré.

La relation entre variations d’activités des coulées de débris et variations climatiques

est très subtile à mettre en avant tant le caractère ubiquiste de celles-ci oblige à prendre en

considération le contexte géomorphologique de façon détaillée afin de pouvoir utiliser les

coulées de débris comme indicateurs climatiques. Dans le cadre de la haute cordillère de

l’Elqui, largement affectée par les cônes de coulées de débris, la datation de celles-ci demeure

un obstacle important afin de pouvoir mettre en avant toute corrélation. Il semblerait

cependant, que plusieurs obturation de la vallée du Rio Turbio ce soit produites et ce, en aval

du cône de déjection El Calvario responsable de l’obturation majeure au Pléistocène

Fig.81- coupe transversale d’un cône de déjection matérialisé par la succession de coulées de débris inclinées

vers l’amont de la vallée du Rio Turbio. GPS : 29°55’16’’ S 70°18’11’’ W, Cliché: Houbart. A, Alt : 1458 m

198

supérieur, en témoigne les accumulations sédimentaires en amont du cône de déjection de la

quebrada La Hormiga (Photo.43)

Ce dernier torrent a provoqué, en mai 1934, selon des témoins oculaires et rapporté par

Jones (1953), des apports torrentiels qui ont barré le Rio sur 8 à 10 m de hauteur. Malgré

débit du Rio ait été d’environ 15m3/s, la digue naturelle n’a pas cédé immédiatement, les eaux

ainsi retenues s’infiltraient à travers elle ou au-dessous d’elle ; après dix jours, une brèche

s’ouvrit mais c’est seulement au bout de neuf ans, pendant l’été 1943, qu’une crue provoquée

par une brusque fusion des neiges en haute cordillère dispersa ce qui subsistait de

l’accumulation (Paskoff, 1970).

L’absence de matière organique en quantité suffisante n’a permis de corréler une

éventuelle phase humide favorable au déclenchement de coulées.

D’autres écoulements le long des versants ont également pu être observés lors de notre

dernière prospection, attestant d’un épisode pluvieux temporaire intense que l’on peut très

certainement rattacher à celui qui est à l’origine de la coulée de débris déclenchée durant

l’hiver austral 2008. Parmi les versants les plus évolués, dont le rapport Ho/Hi est supérieur à

0.80 (27 au total identifiés), nous avons pu observer que 24 avaient été affectés soit par une ou

des coulées de débris à forte concentration volumétrique de débris ou par des coulées de

débris contenant une fraction argileuse importante (Photo.44).

Il est un processus que l’on retrouve sur les cônes de débris et les talus d’éboulis dont

les pentes sont toutes supérieures à 35 °, il s’agit des coulées sèches. A la différence des

coulées de débris, le fluide interstitiel n’est pas de l’eau mais de l’air (Pearson & Costa, 1987 ;

Bertran et al., 2004).

Photo. 43- partie amont du cône de déjection de la quebrada La Hormiga. Intercalation des coulées

torrentielles avec des dépôts de décantation. Cliché : Houbart. A, GPS : 29°50’43.15’’ S 70°23’53.19’’ W, Alt : 1194 m,

199

B/ LES COULEES SECHES

Les coulées sèches se déclenchent sur les talus de matériaux granulaires lorsque la

pente dépasse l’angle de stabilité maximal φm, qui est généralement compris entre 38 et 43 °

(Bertran et al., 2004). Elles sont observées sous tous les types de climat. Même si les éboulis

stratifiés qui en résultent n’ont aucune signification paléoclimatique précise, plusieurs

variables contrôlent l’apparition de coulées sèches sur un talus :

- une forte production détritique. La dégradation des parois rocheuses est

généralement favorisée par un climat périglaciaire (Hétu et al., 1995) mais elle peut

également aussi résulter d’autres facteurs tels que la thermoclastie dans le cas de climats

semi-arides également favorables à la détérioration du matériel en éléments fins favorables au

développement d’une semelle sablo-limoneuse sur laquelle le matériel plus grossier va se

déplacer (Fig.79).

- Le maintien d’une pente raide sur le talus peut également être un facteur

favorable au déclenchement de coulées sèches. Sur la figure n°82, la zone source correspond à

un front transversal au talus d’éboulis qui se développe par érosion régressive.

- La morphologie et la granulométrie des débris libérés par la paroi est

également déterminante. Les débris bien calibrés et de forme aplatie ont tendance à

s’accumuler au sommet des talus et à transiter vers l’aval par l’intermédiaire de coulées

Photo. 44- coulée de boue dans sa partie basale, la zone source n’est distante que d’une cinquantaine de

mètres et les éléments les plus grossiers ont été abandonnés dans la partie apicale, faute de courant

suffisant. Cliché : Houbart. A, Rio Turbio, Alt : 1850 m.

200

sèches. Des coulées sèches ont pu être observées sur des cônes d’éboulis situés à plus de 2500

mètres d’altitude dans la vallée de La Laguna (Fig.80), là où la gélifraction est favorable au

débit du matériel en plaquette. Ils sont cependant largement représentés sous 2000 mètres

d’altitude en raison d’un degré de maturité des versants moindre qu’à l’amont de notre zone

d’étude où les versants réglés sont nombreux.

- FACIES DES DEPOTS

Les versants de la haute cordillère de l’Elqui ont très certainement connu durant la

dernier maximum glaciaire, des conditions climatiques favorables à la libération de matériel

mobilisable sur les pentes des versants en raison d’une baisse significative des températures

moyennes annuelles comme le démontrent certains modèles climatiques déduits des masses

glaciaires (Kull et al., 2003). L’érosion régressive naturelle ou provoquée par les activités

humaines (besoin de remblaiement, terrassement pour cultiver le Pisco), permettent

d’observer la structure de ces dépôts qui sont caractérisés par une stratification généralement

bien développée. Les couches de débris ouvertes ou faiblement colmatées dominent. Leur

épaisseur est comprise entre quelques centimètres et plus d’un mètre suivant la taille des

débris impliqués (Bertran et al., 2004) (Fig.80). Le faciès de dépôt que nous avons rencontré

le plus souvent est un granoclassement inverse résultant du tri qui se produit pendant

l’écoulement par autotamisage. Sur les coulées de plus faible épaisseur, des granoclassements

Fig. 82- granoclassement longitudinal le long d’un cône d’éboulis dominé par les coulées sèches. Rio

La Laguna. Cliché : Houbart. A, Orientation : Sud-est

201

normaux ont été observés, correspondant à la partie arrière des coulées, à texture plus fine que

le lobe frontal.

L’extension longitudinale des couches de débris en coupe atteint ici plus de 5 mètres

et correspond à la juxtaposition de nombreux lobes caillouteux successifs. Des lits limono-

sableux à support matriciel, d’une épaisseur de plusieurs dizaines de centimètres, sont

interstratifiés dans les matériaux grossiers.

Cette dynamique de versant se retrouve donc sur la totalité de notre zone d’étude et a

très largement contribué au développement des versants ainsi qu’à leur régularisation, en

atteste les épaisseurs pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres qu’il est possible

d’observer tout au long de la vallée du Rio Turbio en amont du village de Rivadavia (Fig.84).

D’autres modelés présents au débouché des vallées (quebradas) secondaires de notre

zone d’étude se sont très largement développés au cours du Quaternaire et sont encore actifs

pour certains d’entre eux, il s’agit des cônes de déjection.

Fig. 83- stratigraphie de dépôts de coulées sèches le long d’un profil longitudinal sur le versant Nord-

ouest de la vallée du Rio Turbio à 954 m d’altitude.

202

Fig

. 84-

stratigraphie de dépôts de coulées sèches le long d’un profil longitudinal sur le versant Nord

-ou

est

de

la v

allé

e d

u R

io

Turb

io à

95

4 m

d’altitude.

Fig. 84- stratigraphie de dépôts de coulées sèches le long d’un profil longitudinal sur le versant Nord-

ouest de la vallée du Rio Turbio à 954 m d’altitude.

203

D/ LES PAROIS ROCHEUSES

- ESTIMATION DU TAUX DE RETRAIT DES PAROIS

L’estimation des volumes de débris en pieds de parois avec la méthode présentée au

chapitre 3 nous permet de présenter les résultats ci-dessous.

Notre élément de calage chronologique étant la formation de la terrasse alluviale de la

Laguna (1270-1060 cal B.P), il nous est à présent possible d’estimer approximativement le

taux de retrait des parois des versants de la haute cordillère de l’Elqui sous 3100 m d’altitude

puisqu’aucune accumulation détritique n’a été sélectionnée au-dessus de cette altitude, faute

de repère chronologique. Pour cela, nous divisons le volume de débris calculé par la surface

de la zone source (paroi, petit bassin versant) rapporté sur une période de 1270 ans. Nous

obtenons des taux de retrait compris entre 0.015 et 0.17 mm. ka-1

avec une moyenne de 0.065

mm. ka-1

(Tab.11).

Les valeurs les plus élevées sont obtenues sur les accumulations situées au pied de

parois ou petits bassins versants composés de brèches et de laves andésitiques probablement

plus sensibles à la thermoclastie et à la gélifraction (Paroi 1, 6 et 7). Là où dominent les

affleurements de Granodiorites (Unité Huanta et Cochiguas), les valeurs sont comprises entre

0.15 et 0.22 (paroi 3 et 4). Des taux de retrait bien plus faibles ont été obtenus dans des

monzogranites leucocrates appartenant à l’unité El Léon.

Fig. 85 – carte de localisation des parois étudiées.

204

Le gradient aval-amont n’est pas visible dans les résultats, preuve que la nature

lithologique des parois au sein desquelles se développent les zones sources joue un rôle

primordial dans le mode d’évolution des versants de la cordillère de l’Elqui.

MISE EN PERSPECTIVE

Comme la plupart des études sur les taux de retrait de parois l’indiquent, la grande

variabilité des résultats obtenus provient de la multiplicité des conditions climatiques,

topographiques et géologiques dans lesquelles ces études sont réalisées. Les nombreux

paramètres qui affectent l’évolution des parois et des versants rend difficile l’identification de

facteurs prédominants. La majorité des résultats connus ne sont pas associés à un type de

processus mais se réfère à une combinaison de mécanismes (André, 1997).

La multiplication des techniques de quantification et la grande variabilité des milieux

dans lesquels les travaux sur cette thématique sont réalisés rend difficile les comparaisons

même si de grandes tendances se dégagent. En effet, il est possible aujourd’hui de quantifier

la part respective de l’activité biogénique, de la thermoclastie et/ou gélifraction et de la

décompression postglaciaire dans le recul d’une paroi.

L’amplitude de nos résultats (0.015 à 1.3 mm.a-1) est en adéquation avec ce que l’on

peut trouver dans la littérature sur des parois de même composition lithologique en région de

haute montagne, avec des taux variant de 0.1 à 1 mm.a-1

(Hoffman & Schrott, 2002 ; Hales &

Roering, 2005 ; Berthling & Etzelmüller, 2007 ; Sass, 2007). Moore et al., (2009) ont

obtenus sur les parois du parc Yosemite en Californie, des résultats sensiblement identiques

aux nôtres avec pour des parois composées de diorites des taux allant de 0.02 à 0.24 mm.a-1

.

LIMITES DE LA METHODE

L’estimation des vitesses de recul des parois, même si elle fait appel à des techniques

modernes et plus ou moins précises, demeure approximative puisque l’accumulation de pied

de versant constitue en elle-même une zone d’accumulation transitoire entre la zone source et

le fond de vallée dont la fréquence de remaniement peut être très variable. Les accumulations

avaient été choisies en partie en fonction de la largeur de la terrasse alluviale de la Laguna,

réduisant ainsi le risque de ne pas prendre en considération dans le calcul des volumes, des

débris tombés au-delà du rebord actuel et emportés par le Rio.

Cet aspect transitoire du bilan sédimentaire est également vrai à l’amont des zones

d’accumulation quantifiées puisque l’intégralité des débris reste plus ou moins longtemps

piégée par les irrégularités du relief. Les accumulations que nous avons étudiées ne

représentent donc qu’un stock partiel de la fourniture détritique en provenance de la paroi

rocheuse à un instant t. Il est donc nécessaire de prendre ces résultats avec du recul et de

multiplier les études afin de pouvoir en dégager une moyenne plus ou moins fiable. Nous

205

n’avons pu réaliser les mêmes mesures au-dessus de 3100 mètres en raison de l’absence de

zones source facilement identifiable et de repères chronologiques. Les affleurements rocheux

y sont rares tant l’action de la gélifraction y est marquée (Photo.45).

GPS Lithologie Volume (

(m3)

superficie zone de débris

Volume calculé au télémètre

Superficie zone source

(m2)

Taux de retrait depuis la formation

de la terrasse alluviale de la

laguna en m.ka-1

Taux de retrait en

m.ka-1

Vitesse de recul des parois en

mm.a-1

Paroi 1

29°58'08,67'' S 70°13'05,55'' W

Laves et brèches

andésitiques

265,25 absence de données

265,25 1171,5 0,17 0,13 1,3

Paroi 2

29°58'02,21'' S 70°12'33,92'' W

Granodiorites et diorites

28,82 212,7 46,42 1850 0,019 0,015 0,15

Paroi 3

29°58'31,65'' S 70°06'00,85'' W

Granodiorites et diorites

2,17 8,23 2,19 60,45 0,028 0,022 0,22

Paroi 4

29°96'89'' S 71°21'84'' W

Monzogranites 33,48 139,62 33,48 19200 0,0019 0,0015 0,015

Paroi 5

29°54'43,17'' S 70°17'54,92'' W

Monzogranites 45,91 234,04 45,91 7534 0,005 0,0039 0,039

Paroi 6

29°58'36,77'' S 70°05'44,24'' W

Laves et brèches

andésitiques

20,11 127,97 20,11 150 0,11 0,09 0,9

Paroi 7

30°10'41,75'' S 70°02'52,24'' W

Laves et brèches

andésitiques

54,13 326,63 54,13 350 0,121 0,095 0,95

Tab. 11 - tableau des vitesses de recul des parois de la cordillère de l’Elqui d’après l’estimation des volumes de

débris accumulés.

Photo. 45- bloc d’ignimbrite gélifracté

appartenant à la formation Tilito (tertiaire) Rio

Colorado, Cliché : Houbart. A, Alt : 4200 m.

206

207

CONCLUSION DE LA DEUXIEME PARTIE

Nous avons développé dans cette partie, les méthodes utilisées afin de répondre au

mieux aux conditions de travail sur le terrain et aux questions auxquelles nous souhaitions

répondre. Certaines méthodes ont été reprises de travaux antérieurs et adaptées à notre zone

d’étude. Les chapitres 4 et 5 qui constituent le noyau de notre travail, ont permis la

description et l’analyse des formes, modelés et formations de la haute cordillère.

Les méthodologies employées, les observations de terrain couplées aux datations ont

permis de dégager une ébauche de calendrier de mise en place des formations de la haute

cordillère de l’Elqui et de vérifier ou non les hypothèses émises par Paskoff (1970). La

chronologie s’inscrit dans une logique amont-aval respectant le transit sédimentaire, le

principe des relais de processus et de zones tampons mettant en relation hauts sommets

englacés, bassins versants, parois et fonds de vallées. Il nous faut à présent présenter cette

succession de phases morphogènes dans son enchaînement global à l’échelle du Quaternaire

dans la partie suivante et permettre de comparer notre scénario avec les résultats connus dans

la littérature scientifique du Chili semi-aride.

208

209

TROISIEME PARTIE

CHRONOLOGIE DES EVENEMENTS MORPHOGENES QUATERNAIRES DE LA HAUTE

CORDILLERE DE L’ELQUI

INTRODUCTION DE LA TROISIEME PARTIE

Cette troisième partie sera consacrée à proposer dans un chapitre n°6, un calendrier de

mise en place des formations de la haute cordillère de l’Elqui dans son ensemble, depuis

l’amont de notre zone d’étude (le glacier El Tapado) jusqu’à Rivadavia située à l’aval. Ce

calendrier sera mis en comparaison avec les résultats actuellement connus dans la littérature

scientifique du Chili-semi-aride.

Dans un chapitre n°7, une discussion sera proposée sur l’apport de la géomorphologie

dans la connaissance des paléoenvironnements tant au niveau régional que global afin

d’intégrer ce travail dans une approche pluridisciplinaire.

210

CHAPITRE 6

CALAGE ET MISE EN PERSPECTIVE DES RESULTATS

6.1 RECONSTITUTION DES EVENEMENTS

Le maximum glaciaire se limite à la période comprise entre (25-18 ka B.P) (Grosjean

et al., 1998 ; Kull et Grosjean, 2000 ; Kull et al., 2003) dans le Norte-Chico. La période

glaciaire pour l’hémisphère sud peut être étendue entre (28-18 ka cal B.P) et fût marquée par

des conditions froides et humides incluant une phase intermédiaire froide et sèche entre 26000

et 22000 cal B.P. Durant cette phase climatique, les températures étaient plus basses en

moyenne de 4.5 à 8 °C, et des moyennes de précipitations doublées voir quadruplées par

rapport à aujourd’hui ont permis le développement des glaciers du versant Ouest des Andes

(Stute et al., 1995). C’est à la fin de cette période que s’est mise en place la formation lacustre

dite « ancienne » au lieu dit Juntas et que Paskoff (1970) attribuait à la même phase

d’obturation du Rio Turbio.

6.1.1 L’ANTERIORITE DU DEPOT « ANCIEN » PAR RAPPORT A

L’OBTURATION DU RIO TURBIO

L’antériorité de la séquence lacustre « ancienne » par rapport à l’obturation de la

vallée du Rio Turbio a été prouvée grâce à la datation au C14

de matière organique piégée

dans le dépôt. Le résultat donnant un âge compris entre 15310 et 16030 cal B.P, elle est la

première formation encore visible de fond de vallée à s’être mise en place durant le

Quaternaire. La formation lacustre « ancienne » s’est donc mise en place dans des conditions

autres que celles liées au comblement à l’amont du cône de déjection El Calvario, en atteste sa

composition et l’étude de sa stratigraphie. En effet, l’analyse sédimentologique réalisée au

Coulter bass laser portant sur l’analyse de 116 classes granulométriques de la distribution de

taille (Fig.86) et l’observation de l’affleurement, révèle un dépôt homogène, sans réelle

stratification mis à part quelques apports latéraux composés de sables grossiers et de cailloux

au sommet de l’accumulation, témoins sans doute d’apports de crues. De nombreux cristaux

211

de gypse sont observables à la surface du dépôt « ce qui laisse penser à des conditions de type

lagunaire » (Paskoff, 1970). Ces conditions de décantation ont été rendues possibles grâce à

l’obturation de la vallée du Rio Turbio immédiatement en aval du lieu dit Juntas par un

mouvement de masse clairement identifiable sur photographie aérienne (cf. Photo.40).

Les résultats de nos datations au C14

sur les matières organiques prélevées dans les

dépôts fluvio-lacustres du Rio Turbio localisés à l’amont du cône de déjection et à l’aval de

Juntas nous ont permis d’estimer la durée de la période de comblement sédimentaire à

l’arrière du cône de déjection El Calvario à 8300 ans environ. La base du dépôt datée à

(11170-10740 cal B.P) et le sommet à (2770-2710 cal B.P) couvrent bien une période

postérieure à la mise en place du dépôt lacustre « ancien » de Juntas.

Fig. 86- Courbes granulométriques en fréquences simples de l’échantillon (Base Juntas n°1) et (base site 3)

(deux analyses ont été réalisées pour chacun des échantillons ce qui explique la superposition des courbes).

Notons la différence de composition granulométrique des dépôts lacustres échantillonnés à l’amont du cône de

déjection El Calvario et ceux du dépôt de Juntas.

6.1.2 UNE PERIODE FAVORABLE AUX OBTURATIONS (TRANSITION

PLEISTOCENE-HOLOCENE)

Ces résultats nous ont permis de dater de façon relative la mise en place du cône de

déjection El Calvario. Celle-ci, qu’elle soit d’origine endogée ou exogée est dépendante de la

212

présence d’eau dans des conditions nécessaires à la mise en mouvement du matériel. Plusieurs

possibilités existent quant au mode de déclenchement des laves torrentielles de la Quebrada El

Calvario.

Il est possible qu’une fonte accélérée des névés présents à la fin du maximum glaciaire

sur les sommets du bassin versant, soit à l’origine d’un apport d’eau exceptionnel ayant pu

évacuer les dépôts de fond de chenal. Comme nous l’avons déjà précisé (cf. Chap n°4), 70%

des valeurs moyennes annuelles d’accumulation nette du glacier El Tapado sur la période

1962-1999 correspondent à une phase humide El-Niño. Il n’est donc pas exclu qu’un

événement El-Niño soit également à l’origine de pluies ayant déclenché ces laves

torrentielles. L’activité tectonique aurait également pu déclencher le départ du matériel

préalablement déstabilisé par une concentration en eau importante.

Une fois son déclenchement effectué, la lave torrentielle a incorporé des matériaux

supplémentaires par son action érosive directe (érosion des berges et reprise des matériaux du

lit essentiellement) (Remaître et al., 2002). Une fois arrivées dans la vallée principale, la perte

d’énergie du flux liée à l’élargissement de l’espace disponible ainsi qu’une diminution de la

pente moyenne a engendré un étalement de celles-ci, formant le cône de déjection.

L’observation des coupes transversales du front du cône nous permettent d’écarter

une mise en place brutale en un seul événement qui aurait obturé la vallée du Rio Turbio.

Cette obturation s’est manifestée par une succession de bouffées de laves torrentielles dont la

durée totale de mise en place a été suffisamment rapide pour pouvoir compenser l’élévation

de la plaine d’accumulation sédimentaire (ou Llanos) située en amont.

La mise en place du cône de déjection étant datée de façon relative à 12470 ans B.P,

nous avons démontré que cette période était favorable au déclenchement de processus

morphogéniques importants par un excès d’humidité ayant permis la mise en mouvement

d’une quantité importante de matériel accumulé en amont pendant le maximum glaciaire.

Paskoff (1970) avait attribué la formation des grands cônes de déjection présents de part et

d’autre du Rio Elqui depuis La Serena à l’embouchure, jusque dans la vallée du Rio La

Laguna, à la dernière période glaciaire, favorable à leur développement. Il semblerait donc

qu’ils se soient développés ultérieurement dans des conditions moins froides ou durant une

période de transition propice à la mise en mouvement de matériels considérables. Cette phase

humide serait à confirmer par une tentative de datation des cônes de déjection de la cordillère

de l’Elqui afin de corroborer ou non leur contemporanéité avec le cône El Calvario.

La fin du comblement de la vallée du Rio Turbio s’est produite vers (2770-2710 cal

B.P). Le cours d’eau a donc débuté une phase d’incision du matériel accumulé à l’amont du

213

cône de déjection, cette incision a permis le dégagement de coupes longitudinales que nous

avons décrites.

6.1.3 UN RUISSELLEMENT EN TRESSE

La sédimentation en amont du cône El Calvario a duré approximativement 8300 ans au

rythme des apports sédimentaires annuels et saisonniers.

Les séquences étudiées reflètent un environnement de sédimentation ayant alterné

phases relativement calmes et phases plus actives avec un écoulement plus puissant et un

apport de matériau plus important. Le style fluvial à chenaux méandrisants n’aurait pu se

développer dans les conditions topographiques rencontrées, la pente devant être inférieure à

celles que nous rencontrons dans la cordillère de l’Elqui. Un tel style aurait d’ailleurs donné

lieu à la formation de dépôts sédimentaires de points bar avec un granoclassement vertical qui

reflète les phases de dépôt en fond de chenal, d’abandon progressif et de colmatage, mais il

n’en est rien. Le style fluvial était donc de type rivière à chenaux en tresse (braided) à

sinuosité faible (Fig. 87) ; l’absence de plaine d’inondation, l’impossibilité du développement

d’un style fluvial à chenal rectiligne dans une dynamique de comblement ainsi que l’absence

de sédimentation caractéristique de points bars nous permet de l’affirmer.

Nous pouvons d’après ces indices et certaines similitudes avec les conditions de

comblement à l’origine du Llanos en amont de la moraine Allende (Rio Colorado et de celles

à l’origine de la plaine d’épandage fluvio-glaciaire en amont du barrage de la Laguna

(Photo.32), émettre l’hypothèse d’une similarité entre ce que nous pouvons observer

aujourd’hui à la surface de ces dépôts sédimentaires et ce qu’il devait être possible d’observer

lors du comblement à l’arrière du cône de déjection El Calvario.

Les coupes franches dans ces dépôts nous ont permis de comprendre l’enchaînement

des divers apports sédimentaires qui ont façonné le lit du Rio Turbio et notamment d’attester

de la postériorité de la terrasse de La Laguna par rapport au comblement du lac d’obturation à

l’amont du cône de déjection El-Calvario.

Fig. 87- Schéma d’un cours d’eau au style tressé à faible sinuosité

(Google image)

214

6.1.4 LA DECHARGE DE LA LAGUNA DURANT L’HOLOCENE SUPERIEUR

La terrasse alluviale visible de chaque côté de la vallée du Rio Turbio et de la Laguna

se rattache et nous l’avons démontré, au bouchon sédimentaire situé à 3100 m d’altitude

formé par un mouvement de masse venu du versant Est. L’échantillonnage de matière

organique sous la terrasse en aval du cône de déjection El Calvario nous a permis de dater sa

mise en place et ainsi vérifier notre hypothèse de départ qui était celle d’une décharge plus

récente que le dépôt lacustre « ancien » de Juntas mais postérieure à la fin du comblement lié

à l’obturation de la vallée du Rio Turbio. L’âge de (1270 - 1060 cal B.P) obtenu coïncide

parfaitement avec le scénario envisagé et permet également de corroborer notre hypothèse

selon laquelle, la séquence lacustre « récente » de Juntas était contemporaine de la décharge

de La Laguna et même liée. L’absence de corrélation parfaitement identifiable entre la

période glaciaire dite de « La Laguna » contemporaine du Würm de l’Hémisphère nord à

l’origine d’une avancée maximale du glacier El Tapado et l’édification du dépôt situé à 3100

m d’altitude, laisse une certaine largesse quant à l’interprétation et le calage de la mise en

place de ce bouchon sédimentaire.

Les indices de terrain nous ont permis d’infirmer l’hypothèse d’une mise en place du

dépôt de La Laguna par la poussée d’un émissaire glaciaire long de plus de 53 km pour la

glaciation correspondant au Riss « glaciation du Tapado » et 38 km pour le Würm « glaciation

La Laguna ». L’exposition défavorable ainsi que l’altitude trop basse du dépôt terminal si l’on

compare aux altitudes et aux orientations des glaciers rocheux situés dans les vallées voisines

sont des indices qui nous ont permis d’expliquer la formation de la terrasse de décharge de La

Laguna par la rupture de l’accumulation sédimentaire ayant obturé le fond de la vallée du Rio

La Laguna. La plaine d’accumulation proglaciaire située à l’amont du barrage actuel de La

Laguna a pu se combler rapidement, favorisée par une alimentation sédimentaire importante

liée à une phase de recul du glacier El Tapado dont les moraines de retrait ou terrasses de

kame en sont les vestiges.

Après l’Holocène moyen (<2600 B.P), des avancées glaciaires prononcées sont

observées à 30°S (Grosjean et al., 1998) mais il nous est aujourd’hui impossible de corréler

les vestiges morainiques existants dan la vallée du Rio Colorado avec cette phase. Partant du

postulat que le glacier El Tapado a connu la même évolution que les glaciers environnant, il

est possible de penser que ce dernier soit en phase de recul global depuis cette période

permettant au matériel abandonné sur ces divers fronts d’être remobilisé.

La rupture du dépôt de La Laguna à 3100 mètres d’altitude peut trouver son

explication dans un apport hydrique supérieur à la moyenne de façon subite en réponse à des

215

précipitations plus importantes ou à un brusque réchauffement ayant favorisé la fonte des

glaciers, des glaciers rocheux et des neiges. Entre ces deux scénarii, c’est ce dernier qui est le

plus probable au regard de ce que nous avons mis en évidence (cf. Chap n°4). En effet, il

apparaît que le déficit de ruissellement est fortement négatif lors des périodes extrêmement

pluvieuses. A contrario, durant les périodes où les précipitations ont été plus faibles, le déficit

de ruissellement est légèrement négatif voir positif ce qui signifie que la décharge en eau est

supérieur aux apports d’eau par précipitation signifiant la part relativement significative jouée

par la fonte des glaciers et des neiges. Un brusque réchauffement a donc pu avoir lieu vers

(1270 - 1060 cal B.P).

6.1.5 LES APPORTS LATERAUX

A/ LES CONES DE DEJECTION

Les dynamiques de versants dans la haute cordillère de l’Elqui sont multiples ; elles se

déclenchent sur des pas de temps variables avec plus ou moins d’énergie.

Les nombreux bassins versants adjacents aux vallées principales de notre étude sont

autant de zones sources de matériel au débouché desquels se sont développés des cônes de

déjection plus ou moins bien développés. Ils ont été dominés par les coulées de débris, en

atteste les coupes frontales rafraîchies par le sapement des cours d’eau à leur base. La

majorité d’entre-eux sont aujourd’hui inactifs ce qui sous entend une mise en place dans des

conditions environnementales différentes de celles que nous connaissons aujourd’hui. Nous

l’avons dit, la contemporanéité de leur formation avec celle du cône El Calvario n’est toujours

pas prouvée mais une étude d’envergure tentant de dater leur mise en place pourrait être

réalisée en examinant les dépôts accumulés en amont lors des obturations qui ont touché le

fond de la vallée du Rio Turbio.

Nos résultats ont mis en évidence une relation classique entre superficie des cônes de

déjection et superficie du bassin versant même si la largeur disponible en fond de vallée dans

la haute cordillère de l’Elqui est un facteur limitant au développement total des cônes de

déjection. L’action de sapement des cônes de déjection par le ruissellement des Rio est à

l’origine d’une corrélation négative (- 49%) entre la largeur disponible en fond de vallée et la

pente moyenne des cônes de déjection.

Nous avons également mis en évidence qu’il était possible de distinguer les cônes de

déjection à dynamique de coulées de slush et ceux à coulées de débris d’après leur répartition

216

dans un nuage de points mettant en relation dénivelé spécifique des bassins versants et pente

moyenne des cônes de déjection.

Ces apports latéraux des quebrada adjacentes ne sont pas les seuls apports disponibles

puisque les parois rocheuses et les systèmes corniches-éboulis sont également un énorme

pourvoyeur de matériel, en atteste les débris couvrant les terrasses alluviales.

B/ LES CONES D’EBOULIS ET TALUS D’EBOULIS

Ces formations sont communes aux reliefs de haute montagne du monde entier et

témoignent de l’évolution du relief soumis aux aléas exogés et endogés. Ils ont joué un rôle

important dans l’évolution géomorphologique de la haute cordillère de l’Elqui dans la mesure

où ils ont été à certains moments les unités sources des accumulations de matériel mobilisés

lors des multiples obturations qu’a connu la haute cordillère. La Quebrada El Calvario a ainsi

connu une phase d’accumulation de matériel dans sa partie amont probablement par action

combinée des talus d’éboulis et des cônes d’éboulis. Les cônes d’éboulis présents dans la

vallée du Rio Colorado ont également fourni du matériel lors du retrait des glaces et de

l’augmentation des eaux de ruissellement. Le transport de ce matériel est parfois soumis à des

périodes de stockage plus ou moins longues dans des milieux que nous appelons des zones

tampons. Durant le Quaternaire, la cordillère de l’Elqui a connu et connaît toujours cette

particularité du concept de transfert sédimentaire commun à tout relief. En effet, le système

morainique Allende situé dans la vallée du Rio Colorado, mis en place par un glacier rocheux

a engendré un comblement amont et donné naissance au Llano de las liebres. Situé en aval de

la marge déglacée de la vallée du Rio Colorado, cette accumulation s’intègre dans un système

complexe de relais de processus depuis la marge déglacée jusqu’au système fluvial.

Une deuxième zone tampon s’est développée plus en aval à l’arrière de la formation

sédimentaire ayant obstrué la vallée de La Laguna à 3100 mètres d’altitude. Cette zone est

aujourd’hui recouverte par la retenue d’eau artificielle de l’Embalse La Laguna. Dans la

vallée du Rio Turbio, c’est à l’amont du cône de déjection El Calvario qu’une autre zone

tampon a fonctionné durant plus de 8000 ans, d’ailleurs, la totalité des sédiments piégés n’ont

toujours pas été remaniés par l’action du Rio puisqu’ils affleurent toujours sous forme de

séquences sous les éboulis de pente. Ces plaines, en laissant libre cours aux divagations et aux

extensions des cours d’eau, en diminuant leur pente, constituent ou ont constitué de véritables

réservoirs sédimentaires.

Ces apports latéraux ont pu être en partie être quantifiés puisque nous disposons d’un

calage chronologique (terrasse alluviale de La Laguna) nous permettant de reporter une durée

217

d’accumulation à une superficie. La chronologie des événements morphogènes de la haute

cordillère de l’Elqui que nous venons de résumer est synthétisée dans la figure n° 88.

Fig. 88- Chronologie des formations de fond de vallée de la haute cordillère de l’Elqui

218

6.2 CONFRONTATION DES RESULTATS OBTENUS AVEC LA LITTERATURE

ACTUELLE

L’impact du changement climatique actuel (Global Warming) en Amérique du sud ne

peut être pris en considération dans toute sa complexité et complètement compris qu’à travers

les connaissances fiables et les interprétations des changements globaux du passé (IPCC,

2001). Certaines études récentes commencent à apporter certains éléments de réponse sur les

variations climatiques qui ont affecté le Norte-Chico, mais les résultats demeurent spartiates à

tel point que les résultats obtenus pour certaines périodes sont controversés (Veit, 1996). La

montée en puissance de la datation par les radionucléides cosmogéniques pourrait venir

pallier ces incertitudes qui découlent plus ou moins directement du manque de matériel

organique datable, nous l’avons déjà signalé. Les deux principales études menées à l’heure

actuelle utilisant cette nouvelle méthode et apportant des éléments nouveaux à la

compréhension de l’évolution paléoenvironnementale régionale, sont les études réalisées par

Roland Zech dans deux anciennes vallées glaciaires au Nord et au Sud de notre zone d’étude,

ce qui nous permet de comparer nos résultats et d’affiner l’explication de leur mise en place.

Dans cette partie, nous allons donc comparer l’évolution des modelés et des formations

quaternaires que nous venons de mettre en avant, avec les résultats et interprétations obtenues

dans les études récentes, locales et régionales.

6.2.1 RESULTATS OBTENUS POUR LES ANDES CENTRALES DU CHILI

A/ RESULTATS DE LA VALLEE ENCIERRO

(Zech, 2006a) avaient comme objectif pour leur étude localisée dans la vallée

Encierro (Fig.89) de reconstruire l’histoire climatique du Pléistocène supérieur à l’aide de la

méthode de datation absolue basée sur le taux de production de radionucléides cosmogéniques

dans les roches échantillonnées sur les moraines.

Les résultats obtenus permettent de proposer la chronologie glaciaire suivante :

- La phase glaciaire la plus importante et la mieux conservée (Large moraine

latérale LM et la moraine frontale M-II B) est datée à 14 000 +/- 1400 B.P.

219

- Vers 11.6 ka +/- 1200 B.P, une phase de recul a eu lieu dont la moraine M-V

en est le témoin.

- C’est entre 10,4 +/- 1,0 ka B.P (EE22) et 9,3 +/- 0,9 Ka B.P (EE63) qu’à du

avoir lieu la phase de fonte des dernières glaces et de la stabilisation des formes.

- Basé sur une seule datation, l’auteur suggère une avancée glaciaire un peu plus

importante que celle de 14,0 ka B.P datée à 24,1 +/- 2,4 ka B.P (EE71).

Les datations obtenues dans cette étude suggèrent une augmentation de l’humidité

ainsi qu’une avancée glaciaire majeure vers 25 000 ans B.P et vers 14 000 ans B.P. La

modélisation à partir d’un modèle (glacier-climat) proposé par (Kull et al., 2002) indique une

moyenne des températures annuelles inférieure de 5,5°C et un total des précipitations de 550

mm/an contre 300 mm/an actuellement pour la phase glaciaire correspondant à la moraine M-

II (Fig.89).

Il n’est pas exclu dans ce modèle que des précipitations en été se soient produites en

raison d’advections de masses d’air humides provenant de l’Est des Andes. Le modèle ne

permet de définir la saisonnalité des précipitations dans cette vallée, mais des résultats

obtenus dans la cordillère de l’Ouest entre 18°S et 23°S indiquent clairement un passé

climatique très humide, favorable au déclenchement de précipitations durant l’été (Zech,

2006a).

Fig. 89- carte de localisation des datations réalisées dans la

vallée Encierro d’après (Zech et al., 2006a)

220

B/ RESULTATS DE LA CORDILLERE DE DONA ROSA

Située à environ 200 km au sud de la vallée Encierro, elle se caractérise comme la

zone d’étude précédente, par l’absence de glacier malgré des altitudes avoisinant les 4500

mètres. De larges moraines latérales s’étendent jusqu’à des altitudes inférieures à 3000 mètres

où elles rejoignent la vallée du Rio Los Moles. Les signes d’une glaciation puissante se

retrouvent même sous les 2000 mètres d’altitude.

Les résultats viennent corroborer ceux obtenus dans la vallée Encierro (Zech, 2006a).

En effet, entre 14,7 +/- 1,5 ka B.P et 11,6 +/-1,2 ka B.P plusieurs avancées glaciaires se sont

produites ; il n’existe néanmoins aucune trace de moraines contemporaines du dernier

maximum glaciaire. Par contre, une avancée plus ancienne est datée à 32 ka B.P, cette période

pourrait être mise en relation avec une remontée vers l’équateur des Westerlies en raison de

l’extension de l’inlandsis Antarctique et coïnciderait avec le minimum d’insolation connu

sous les hautes latitudes de l’hémisphère sud. En effet, il a été démontré que vers 32 ka B.P et

entre 14 700 -11 600 B.P, l’insolation durant l’été austral était faible ; les faibles températures

ainsi que la faible sublimation ont certainement permis la croissance des émissaires

glaciaires. Cette phase est également confirmée par les analyses palynologiques de la série

rodent middens à 25°S, lesquelles indiquent une augmentation des précipitations d’été entre

17 000 et 11 000 B.P (Maldonado et al., 2005).

6.2.2 LES RESULTATS A L’ECHELLE NATIONALE ET CONTINENTALE

(Amman et al., 2001) ont révélé l’absence de dépôts glaciaires entre 25°S et 27°S dans

le centre de la diagonale aride étayant leur hypothèse selon laquelle, les avancées du nord et

du sud de la diagonale aride n’ont pas été synchrones (Kull, 1999 ; Kull et Grosjean, 2000).

La dernière phase d’avancée des glaciers datée à environ 14 ka B.P que ce soit dans la vallée

Encierro ou dans la cordillère De Dona Rosa est corroborée par les résultats obtenus à partir

de sédiments lacustres dans la région de l’altiplano mettant en avant une augmentation de

l’humidité (Grosjean et al., 2001).

Les études des speleothèmes du Sud-est du Brésil (Cruz et al., 2006) ainsi que les

études des rivages lacustres de l’Altiplano (Placzeck et al., 2006) révèlent une circulation

atmosphérique tropicale moins prononcée durant le dernier maximum glaciaire (20 ka B.P)

que vers (17-11 ka B.P). Ceci explique très certainement l’absence de vestiges morainiques

datant de cette période.

221

Fig. 90- synthèse des sites et interprétations cites dans le texte pour le Chili

222

6.2.3 COMPARAISON DU CALENDRIER MORPHOGENE DE LA HAUTE

CORDILLERE DE L’ELQUI AVEC LA LITTERATURE SCIENTIFIQUE

La totalité des formations sédimentaires décrites dans ce travail s’est mise en place

après le dernier maximum glaciaire communément estimé dans l’hémisphère sud entre 28 et

18 ka cal B.P. Il nous est possible de confronter nos résultats et le scénario d’enchaînement

des grandes phases morphogènes que nous avons définit avec les résultats que nous venons de

citer.

A/ LES PULSATIONS GLACIAIRES

Ginot et al., (2006) défendent l’idée, nous l’avons développée, selon laquelle le glacier

El Tapado n’aurait pu se développer sous les conditions de l’Holocène moyen (8000-4000 cal

B.P). Il est néanmoins peu probable que le glacier ait pu se développer sur 13 km environ

durant le dernier maximum glaciaire, puis qu’il est disparu lors de l’Holocène moyen pour

enfin se développer de nouveau durant l’Holocène supérieur. Il est cependant tout à fait

plausible que le glacier ait connu une phase de retrait durant l’Holocène moyen sans

disparaître totalement. Si nous appliquons à la moraine frontale située à 3700 mètres

d’altitude dans la vallée du Rio Colorado, l’âge de l’avancée maximale proposée par (Zech,

2006a) à savoir 24,1 +/- 2400 B.P, l’estimation de la vitesse de recul du glacier El Tapado sur

la base de son front actuel aurait été de 0.53 m/an et de 1.12 m/an en appliquant l’âge de 11.6

ka B.P, ce qui est tout à fait acceptable.

Les phases d’extension maximale des glaces attestées à 24 ka B.P et entre 14.7 et 11.6

ka B.P délimitent une période de recul des glaces. Cette période coïncide avec la mise en

place du dépôt fluvio-lacustre « ancien » de Juntas, daté entre 15310 et 16030 cal B.P. La

composition argilo-limoneuse de ce dépôt peut donc s’expliquer non seulement par les

conditions de dépôts que nous avons développées mais également par le remaniement de la

farine glaciaire par les eaux de fonte du glacier El Tapado et des neiges.

Les moraines de retrait et les terrasses de kame situées en amont de la vallée du Rio

Colorado (3900 mètres d’altitude) correspondent à la phase de retrait régionale mise en

évidence dans la vallée Encierro et dans la cordillère Dona Rosa.

B/ DEVELOPPEMENT DES CONES DE DEJECTION ET DES OBTURATIONS

Les investigations géomorphologiques et pédologiques de H. Veit (1996) ont permis

de dégager une évolution climatique holocène du Norte-Chico. Une intensification de

223

l’influence des Westerlies eu lieu avant 7300 ans B.P, entre 5000 - 3700 ans B.P, 3000-1800

ans B.P et vers 270 ans B.P. Il met également en avant le fait que la période de transition

Pléistocène/Holocène (10 000 B.P) a été favorable au développement des cônes de déjection

et au développement des sols.

Une séquence fluvio-lacustre datée dans la vallée du Rio Copiapo (27°50’S) par H.

Veit (1996) (Base du dépôt : 5035 +/- 95 ka B.P, sommet : 3860 +/- 60 ka B.P) s’est mise en

place tout comme celle à l’amont du cône de déjection El Calvario par un phénomène de

blocage du ruissellement par des apports latéraux conséquents. Le calage chronologique avec

la période durant laquelle se sont mis en place les dépôts fluvio-lacustres du Rio Turbio est

donc synchrone (11170-10740 cal B.P et 2770-2710 cal B.P). La période comprise entre

8000 cal B.P et 4000 cal B.P (Holocène moyen) est caractérisée par une aridité plus marquée

que l’Holocène inférieur (Lamy et al., 1999 ; Bettina et al., 2002 ; Kaiser et al., 2005). Cette

diminution des apports d’humidité coïncide en partie avec la période de comblement du lac

d’obturation de la vallée du Rio Turbio et pourrait expliquer l’évolution des faciès observés

sur la coupe du site n°2. En effet, nous avions détaillé le passage d’une séquence basale

caractérisée par des accumulations planes à alternance d’argiles, limons et de matière

organique caractéristique d’une mise en place dans un environnement de faible énergie, à une

partie supérieure de la séquence caractérisée par des accumulations successives de matériel

emboîté plus grossier de type (gravier-galet), signe d’apports hydriques plus importants et

énergiques.

La structure tabulaire et le faciès général des séquences fluvio-lacustres du Rio Turbio

concordent avec des conditions de mise en place de milieu de faible à très faible énergie, voir

certaines périodes d’évaporation intense. Leur mise en place sous forme de deux séquences

distinctes délimitées par une unité sédimentaire mise en place dans des conditions

hydrodynamiques plus rapides et une tranche d’eau plus importante, nous permet donc

d’attester d’une certaine variabilité des apports hydriques en réponse à des apports d’humidité

au sein même d’une période caractérisée par des conditions climatiques plus arides

qu’actuellement.

Aguillar Martorell (2010) a analysé dans la vallée du Rio El Transito, principal

affluent du Rio Huasco, la même typologie de formations sédimentaires rencontrées dans la

cordillère de l’Elqui. En effet, il existe dans cette vallée des dépôts alluviaux que l’on trouve

sous forme de terrasse avec une hauteur relative comprise entre 5 et 20 m par rapport au

niveau actuel du Rio. Principalement constituée de graviers, son aspect est massif avec des

éléments pouvant atteindre 1 m de diamètre. On peut y observer des intercalations de sables et

de limons avec des niveaux aux conglomérats plus fins (Fig.91 et 92).

224

La présence de cônes de déjection est également attestée, essentiellement sur le versant

Nord de la vallée du Rio El Transito où l’on peut observer jusqu’à trois générations de cônes

emboîtés. Ceux-ci sont soit incisés par le cours actuel du Rio ou par les cônes plus récents et

peuvent s’élever jusqu’à 70 m au-dessus du cours actuel du Rio pour les plus anciens. La

présence de sédiments fins à l’amont de ceux-ci atteste de périodes d’obturation totale de la

vallée comme dans la cordillère de l’Elqui. Constitués par la succession de coulées de débris,

leur stratification est massive avec une gradation inverse. G.A. Aguilar Martorell, (2010)

déduit de cette présence de gradation inverse dans un contexte de forte pente, le

déclenchement de coulées à forte viscosité.

Six écroulements sont également présents dans cette vallée, couvrant des superficies

allant de 1 à 6 km2.

Comme dans la cordillère de l’Elqui, il y a présence de dépôts paraglaciaires qui ont

été datés par 14

C. Ces dépôts ressemblent en de nombreux points à ceux que nous avons

analysés dans le Rio Turbio et s’étendent sur près de 5 km en aval des anciennes marges

glaciaires (Fig.89). Ceux-ci se composent de couches d’épaisseur centimétrique composées de

limons de couleur brune jaunâtre, d'argiles et de sables. Des contacts irréguliers sont relevés

avec plis et des ondulations, des unités lenticulaires (10 centimètres de largeur) sont

également présentes et une stratification parallèle à la base et au sommet de la séquence est

présente même si en certaines occasions une stratification croisée se révèle. De fines couches

de matière organique de quelques millimètres d’épaisseur peuvent être échantillonnées.

Les résultats de cette étude sont en cohérence avec les nôtres puisque les résultats des

datations des sédiments fluviaux sont compris entre 14.7 et 2.3 ka B.P et que l’âge de

l’écroulement cité précédemment est compris entre 14.7 et 14.1 ka B.P. Les résultats des

datations de la matière organique présente dans les sédiments paraglaciaires sont compris

Fig. 91- photographie de l’écroulement (A) et des dépôts lacustres accumulés suite à l’obturation de la

vallée El Transito (B). Clichés : Aguillar Martorell

225

entre 11.2 et 4.4 ka B.P ; cette période couvre l’intégralité de notre période de comblement à

l’amont du cône de déjection El Calvario. A noter que des apports fluviaux plus marqués sont

datés entre 11.1 et 4.8 ka B.P.

Fig. 92- coupe lithostratigraphique et photographies de la terrasse paraglaciaire de la vallée

El Transito 1/ argile 2/ limons 3/ sables violets 4/ sables jaunâtres 5/ conglomérats 6/ flux de

détritus 7/ bioturbation 8/ stratifications entrecroisées 9/ ondulations et plis 10/ couches de

limonites 11/ couches de charbon Réalisation : AGUILLAR MARTORELL

226

C/ L’HOLOCENE SUPERIEUR

Les résultats sur les conditions paléoclimatiques de l’Holocène supérieur attestent

d’une augmentation des apports d’humidité et de conditions plus instables que durant

l’Holocène moyen. En effet, c’est à partir de 4000 B.P qu’un changement s’opère que ce soit

dans le Norte-Chico (Lamy et al., 1998) ; dans le nord (désert d’Atacama) (Betancourt et al.,

2000) ou dans le sud où l’apport des eaux continentales augmente sensiblement (Kaiser et al.,

2005).

La fin de la sédimentation du lac d’obturation du Rio Turbio que nous avons datée à

moins de 2770-2710 cal B.P est également synchrone avec les résultats que nous venons de

citer. Les indices géomorphologiques et les datations nous ont permis d’attester de la

postériorité de la terrasse fluvio-glaciaire de la Laguna par rapport à la période de

sédimentation du lac d’obturation. La mise en place de ce dépôt fluvial, directement rattachée

au bouchon sédimentaire de La Laguna situé à 3100 mètres d’altitude et que nous avons datée

à 1270 - 1060 Cal B.P pourrait correspondre aux événements de type « flash-flood » évoqués

par (Lamy et al., 1998) dont les traces ont été retrouvées dans sédiments hémipelagiques

présents à 27.5 °S sur le talus continental. (Betancourt et al., 2000) ont mis en évidence deux

phases durant l’Holocène supérieur dans le désert d’Atacama pendant lesquelles, les apports

d’humidité ont été à leur maximum, il s’agit des périodes comprises entre 3000 -2600 B.P et

2200-1800 B.P. H. Veit (1996) parle également d’une intensification de l’influence des

Westerlies sur la période comprise entre 3000 et 1800 B.P. Une avancée glaciaire est

d’ailleurs attestée par la datation de matière organique sous une moraine dans la vallée

Encierro 29°S après 2600 B.P. La mobilisation brutale des sédiments fluvio-glaciaires de La

Laguna pourrait donc correspondre à la phase morphogène finale d’une période soumise à une

influence accrue des Westerlies accompagnée d’une augmentation des précipitations sur la

cordillère de l’Elqui.

Nous n’avons pu affirmer que la terrasse alluviale de La Laguna était à l’origine de la

rupture du cône de déjection El Calvario, signant ainsi la fin de la sédimentation du lac

d’obturation mais il est dorénavant certain qu’elle constitue la dernière phase morphogène

majeure du fond de vallée de la cordillère de l’Elqui. Le ravinement des dépôts fluvio-

lacustres de Juntas, du Rio Turbio ainsi que des débris de cônes de déjection à proximité de

Rivadavia l’attestent (Fig.93) (Paskoff, 1970).

227

D/ ETUDE DE L’HISTOIRE SEDIMENTAIRE PARAGLACIAIRE ET FLUVIALE DANS

LA VALLEE DU RIO TURBIO (PLEISTOCENE SUPERIEUR- HOLOCENE INFERIEUR)

D’APRES (RIQUELME ET AL., 2011) : ENTRE COMPLEMENTARITE ET DISCUSSION

C’est en mettant un point final à notre calendrier de mise en place des formations

fluvio-glaciaires et lacustres de la cordillère de l’Elqui que nous avons pris connaissance de la

publication d’un article sur l’étude de l’histoire sédimentaire paraglaciaire et fluviale de la

vallée du Rio Turbio durant l’année 2011. Cette étude menée par Riquelme Rodrigo de

l’université catholique du nord d’Antofagasta au Chili en partenariat avec le laboratoire des

mécanismes et transfert en Géologie de l’Université de Toulouse, s’attache tout comme notre

étude à comprendre les enregistrements géomorphologiques présents dans la cordillère

principale (cordillère de l’Elqui).

A la lecture de cet article, force est de constater que nous avions observé et analysé les

mêmes affleurements sédimentaires et tenté de comprendre les mêmes enchaînements de

dépôts. C’est en cela que cet article est complémentaire de notre étude puisqu’il permet de

corroborer un certain nombre de résultats que nous avions obtenus ; néanmoins, certaines

interprétations ou propositions de calage chronologique peuvent être discutées dans la mesure

où notre étude apporte des éléments complémentaires et met en avant certains indices de

terrain rendant discutables certaines hypothèses de mise en place des sédiments fluvio-

glaciaire de la cordillère.

Fig. 93- ravinement des déjections torrentielles par la terrasse alluviale.

Coupe observée à Rivadavia d’après (Paskoff, 1970).

228

- METHODOLOGIE

La méthodologie employée dans l’étude de Riquelme est sensiblement la même que la

notre avec l’utilisation de photographies aériennes et de modèles numériques de terrain afin

de cartographier précisément les dépôts glaciaires, fluvio-glaciaires et les formations

fluviales. Quatorze échantillons ont été prélevés dans des couches riches en matière organique

contre cinq pour notre étude et la méthode de datation au 14

C a également été utilisée. Les

procédures de calibration utilisées par le laboratoire Beta Analytics Radiocarbon Dating

Laboratory (Miami, USA) étant les mêmes, nos résultats peuvent être comparés (cf. tableau

n°9).

- COMPLEMENTARITE DES DEUX ETUDES

Le coût inhérent aux datations nous avait conduits à ne sélectionner que les

échantillons de matière organique dont la qualité permettait de limiter les risques de

contamination. C’est pourquoi nous ne disposons de résultats sur la période de mise en place

du système morainique frontal situé à 3700 m d’altitude dans la vallée du Rio Colorado.

(Riquelme et al., 2011) apportent donc un élément permettant d’affiner le calendrier de mise

en place des formations sédimentaires quaternaires de la cordillère grâce à trois datations

réalisées sur des sédiments organiques et de la tourbe en amont de la moraine frontale (Photo.

42).

La fourchette que nous avions proposée pour la mise en place de la moraine frontale

était comprise entre 32 ka et 11,6 +/-1,2 ka B.P (cf. chapitre 4). La datation proposée par

(Riquelme et al., 2011) située entre 16.7 ka B.P et 14.9 ka B.P permet donc de caler cette

phase d’avancée glaciaire maximale du glacier El Tapado avec une période climatique

Photo. 42- localisation des datations réalisées par (Riquelme et al., 2011) dans la vallée du Rio Colorado.

Alt : 3700 m orientation de la prise de vue : ouest

229

caractérisée par une augmentation des précipitations d’été entre 17 ka et 11 ka B.P qui avait

été identifiée par (Maldonado et al., 2005). Selon nos estimations, le taux de recul moyen du

glacier El Tapado est donc de 0.90 m/an environ.

Il est intéressant de constater que cette phase d’avancée glaciaire correspond à la

période de mise en place du dépôt « ancien » de Juntas que nous avons datée entre 16 ka et

15.3 ka cal B.P. Les dépôts argilo-limoneux de ce dépôt se sont mis en place dans un

environnement très calme propice à la décantation. Cette accumulation a été rendue possible

par un apport en sédiment du Rio La Laguna riche en matériau très fin et par l’obturation de la

vallée du Rio Turbio à l’aval par un mouvement de masse que nous avons identifié sur le

terrain et par photographie aérienne. En se basant sur nos résultats de l’apport des masses

glaciaires et neigeuses dans le système hydrologique de la cordillère, la faible capacité de

prise en charge par le Rio La Laguna durant cette période peut s’expliquer par un coefficient

de ruissellement négatif durant les périodes pluvieuses comme nous l’avons démontré (cf.

chap.4). De plus, contrairement à une phase de fonte des glaces et de recul des glaciers, la

phase d’avancée n’est pas propice à l’évacuation de sédiments vers l’aval.

Cette étude vient également confirmer nos résultats sur la période de comblement du

lac d’obturation en amont du cône de déjection El Calvario. En effet, trois datations réalisées

sur les affleurements fluvio-lacustres le long du Rio Turbio corroborent une phase de

sédimentation favorisée par un apport de sédiments dont les zones sources sont l’extrême

amont du bassin versant, là où les glaciers ont favorisé la production de matériel. La lithologie

de ces dépôts confirme d’ailleurs cette provenance.

L’âge le plus ancien obtenu par Riquelme et al., (2011) pour les sédiments fluvio-

lacustres est de 9820 +/- 70 B.P ; dans notre étude, l’âge le plus ancien est estimé à 11170

cal B.P avec un échantillon prélevé sur le site n°1 que Riquelme et al., (2011) n’ont ni décrit

ni analysés. Sur ce même site, nous avions également pu dater une couche de matière

organique située pratiquement au sommet de l’accumulation sédimentaire nous donnant

l’opportunité de dater approximativement l’arrêt de la sédimentation à 2710 cal B.P. Nous

avons donc pu de part notre étude affiner le calendrier de mise en place de cette phase

d’accumulation.

Là où l’étude de Riquelme apporte une donnée nouvelle, c’est sur le site que nous

avions dénommé site n°2 avec une datation réalisée au sommet de la séquence sous une

séquence alluviale caractérisée par un matériel plus grossier qui marque un changement dans

le style fluvial. Le résultat de cette datation nous donne un âge de 6850 +/- 60 B.P. Nous ne

disposions pas de cette datation lorsque nous avions mis en avant un changement de la nature

et de la composition de l’enchaînement lithostratigraphique de l’affleurement.

230

- Développement des cônes de déjection

Les cônes de déjection présents de part et d’autre de la vallée du Rio Turbio et du Rio

Elqui plus en aval, présentent à de nombreux endroits des affleurements qui nous ont permis

d’attester de leur antériorité par rapport à la terrasse alluviale de La Laguna. Paskoff parlait de

la transition Pléistocène-Holocène comme une période favorable à leur construction. Après

avoir daté de façon relative la mise en place du cône de déjection El Calvario (12470 B.P),

nous aurions souhaité pouvoir calibrer plus précisément la période favorable au

développement de ces cônes de déjection mais encore une fois, l’absence de matière

organique clairement identifiable a été un frein. Riquelme et al., (2011) ont néanmoins réussi

à dater de façon « absolue » trois cônes de déjection entre le cône de déjection El Calvario et

la confluence entre le Rio Turbio et le Rio Claro à l’extrême Nord-ouest de notre zone

d’étude. Il ressort de leurs résultats une période de mise en place de ces cônes comprise entre

11080-10520 cal B.P et 5920-5660 cal B.P. L’âge de 11080 cal B.P a été obtenu dans un

échantillon prélevé entre les débris d’un cône de déjection et l’accumulation de sédiments

fluvio-lacustres jointive. Cet exemple de comblement que nous avions déjà décris et qui s’est

produit sur d’autres sites de la cordillère de l’Elqui vient confirmer notre datation relative de

la mise en place du cône El Calvario situé à environ 15 kilomètres en amont. Il semblerait

donc qu’entre 12470 et 11080 cal B.P les conditions climatiques aient été réunies pour

provoquer le déclenchement de coulées de débris successives et ce jusque 5920 – 5660 cal

B.P au moins.

La majorité de nos résultats est donc complémentaire, à la fois sur la période de mise

en place des cônes de déjection et sur la phase de sédimentation à l’amont de ceux-ci. Il est

cependant étonnant que l’étude de Riquelme et al., (2011) ne fasse à aucun moment mention

du lien entre ces formations fluvio-lacustres et les phénomènes d’obturation, ce contentant de

détailler les accumulations rencontrées. Il y a pourtant ici tous les indices de zones tampons

dans le schéma de relais des sédiments de la cordillère.

Cette complémentarité laisse cependant la place à la discussion, certains indices de

terrain et certaines interprétations faisant l’objet de divergences.

231

- DIVERGENCES

Le principal point de divergence dans l’explication de la mise en place des modelés

rencontrés dans la cordillère principale est celui sur l’origine et l’âge du dépôt sédimentaire

que nous avons appelé dépôt de La Laguna situé à 3100 m d’altitude. En effet, Riquelme et

al., (2011) identifient à cet endroit trois modelés glaciaires qu’ils définissent comme la

résultante d’un front glaciaire. Ces modelés sont interprétés comme étant deux arcs

morainiques latéraux (ML1 et ML2) et un dépôt diamictique non stratifié à la morphologie de

surface de type hummock (Fig.94). Paskoff (1970) avait vu dans ce dépôt terminal, l’héritage

d’une phase froide récente contemporaine du Würm-Wisconsin de l’hémisphère nord qu’il

nomme « glaciation de La Laguna » en se basant sur la netteté et la fraîcheur de son matériel.

Il en est venu à la conclusion que le dépôt était une moraine frontale mise en place par un

glacier de vallée de type alpin. Nous avons démontré que ce dépôt ne pouvait correspondre à

une moraine frontale en raison de son altitude, de sa position par rapport au glacier El Tapado

actuel, à sa composition et à l’absence d’indices de terrain attestant de la présence des glaces à

l’aval de la moraine frontale située à 3700 mètres d’altitude.

Dans leur étude Riquelme et al., (2011) citent néanmoins Abele (1984) qui avait

identifié cette accumulation comme un dépôt de till remanié par un glissement de terrain après

le retrait des glaces. En se référant aux études menées dans la vallée Encierro au nord (29°S)

(Grosjean et al., 1998) et dans la cordillère Doña Rosa au sud (31°S) (Zech et al., 2007,

2008), l’étude de Riquelme estime que la distance des arcs morainiques de La Laguna par

rapport à leurs cirques glaciaires d’origine est équivalente aux systèmes morainiques plus

anciens (37 – 17 ka B.P) datés aux abords de notre région d’étude soit, 14 km environ. Il est

surprenant de remarquer qu’aucun cirque situé à 14 km des « arcs morainiques » ne laisse à

penser qu’un quelconque englacement puissant ait été susceptible de former un arc

morainique situé à 250 mètres au-dessus du niveau actuel du Rio La Laguna. Il est d’ailleurs

surprenant de constater que la localisation des zones sources susceptibles d’avoir alimenté un

tel glacier n’est pas mentionnée. Ces zones d’alimentation à l’origine des arcs morainiques

décrits comme tels par Riquelme et al., (2011) étant différentes de celles du glacier El Tapado

à l’origine de la moraine frontale située à 3700 m d’altitude, cela remet en cause l’hypothèse

d’un glacier de 40 km de long.

Un deuxième argument proposé par Riquelme et al., (2011) et que nous avions

également mis en avant, permet de définitivement écarter l’hypothèse d’un agent morphogène

d’une longueur de 40 km. En effet, le Rio Colorado et la partie supérieure du Rio La Laguna

se caractérisent par une orientation Nord-sud influencée par la morphostructure. Ces deux

232

sections sont jointes par un large coude effectué par le Rio Colorado d’une longueur

d’environ 4 km avec une orientation Est-ouest et dont le calibrage en V et accidenté exclu

toute possibilité de développement d’un émissaire glaciaire.

Riquelme et al., (2011) estiment donc la période de mise en place du dépôt de La

Laguna entre 17 et 12 ka B.P. L’âge des arcs morainiques de La Laguna serait donc

équivalent à celui de la moraine frontale située 20 km en amont à 3700 m.

Bien qu’ayant utilisé les photographie aériennes, il n’est fait aucune allusion aux

dépôts flués situés sur le versant Est de la vallée de La Laguna et dont la délimitation est

parfaitement concordante avec celle du dépôt sédimentaire de fond de vallée. Ceci est

d’autant plus surprenant que la photographie ci-dessous a été prise depuis ce dépôt.

La méthodologie basée en partie sur la comparaison des datations des moraines

connues dans les vallées toutes proches de notre zone d’étude a conduit les auteurs à proposer

un calendrier de mise en place des dépôts sans prendre en considération tous les indices de

terrain. Ces éléments de terrain sont l’explication de la complémentarité de notre étude.

- APPORTS DE NOTRE ETUDE

Nous avons pu démontrer l’origine du dépôt sédimentaire de La Laguna mais

également proposer des explications sur la mise en place de certains dépôts et en particulier

ceux situés à la confluence du Rio Toro et du Rio La Laguna, au lieu dit Juntas. Notre étude

sur la réponse du réseau hydrographique aux apports pluviométriques dans la cordillère nous

a permis d’ébaucher quelques hypothèses de mise en place même si celle-ci restent

difficilement vérifiables a posteriori.

Fig. 94- délimitation des modelés glaciaires repérés par Riquelme et al., (2011) à 3150 mètres

d’altitude dans la vallée du Rio La Laguna. Réalisation (Riquelme et al., 2011)

233

Ni le dépôt lacustre « ancien » que nous avons analysé et daté, ni le dépôt « récent » ne

sont mentionnés dans l’étude de Riquelme. L’âge de la mise en place du dépôt « ancien » est

estimé entre 16030 et 153010 cal B.P. Ce résultat permet de valider l’hypothèse de Paskoff

selon laquelle, la vallée du Rio Turbio avait été obturée au moins à deux reprises en raison de

la présence de ce dépôt mais également des dépôts fluvio-lacustres que nous avons analysés

en aval tout le long du Rio Turbio. Cette double obturation ne s’est pas produite au même

endroit, en atteste le dépôt encore visible à 1.1 km en aval du complexe de Juntas que nous

avons identifié depuis le fond de vallée puis par photographie aérienne. Le déclenchement de

ce mouvement de masse date si l’on se base sur notre datation à 16 ka cal B.P environ, au

début de la phase d’avancées glaciaires identifiée dans les Andes-semi-arides 17-12 ka B.P

(Zech et al., 2006, 2007). Rappelons que nous avons estimé l’âge de mise en place du cône de

déjection El Calvario à 12470 B.P. Les conditions climatiques du Pléistocène supérieur et de

l’Holocène inférieur ont donc était un facteur primordial à l’évolution du relief de la cordillère

de l’Elqui que se soit en fond de vallée ou sur les versants par la fourniture en matériel.

L’étude de Riquelme atteste également du ravinement des dépôts fluvio-lacustres de

façon discordante par les dépôts fluvio-glaciaires de la terrasse de La Laguna. Cette

discordance a été démontrée sur le site n°1 dans la vallée du Rio Turbio. Nous en avions

déduit la postériorité de la mise en place de la terrasse fluvio-glaciaire de La Laguna. Cette

postériorité a pu être validée par la datation (entre 1270 et 1060 cal B.P) d’une couche de

matière organique piégée à la base de la terrasse de La Laguna immédiatement à l’aval du

cône de déjection El Calvario. Non loin du village de Huanta, dans la vallée du Rio Turbio,

Riquelme et al., (2010) ont pu observer des dépôts de cette terrasse fluvio-glaciaire incrustés

dans les dépôts d’un cône de déjection ce qui les a amenés à en déduire un âge de mise en

place de cette terrasse postérieur à la mise en place de ce même cône de déjection. Nous

n’avons pas observé de telles incrustations dans quelque cône de déjection que ce soit ; nous

ne connaissons d’ailleurs pas la localisation précise du cône décrit par Riquelme. Aux abords

de Huanta, le seul cône de déjection présentant une alternance de coulées de débris et de

sédiments fluvio-lacustres est illustré photo n°37 mais il s’agit là de dépôts consécutifs à une

obturation. La période de mise en place de la terrasse de la Laguna est estimée entre 7820-

7580 cal B.P et 5920/5660 cal B.P d’après Riquelme et al., (2010). Cette estimation est basée

sur l’âge le plus récent obtenu pour les dépôts lacustres à l’amont du cône de déjection El

Calvario sans disposer d’une datation de l’arrêt du comblement. Cette datation, nous avons

réussi à l’obtenir sur l’affleurement du site fluvio-lacustre n°1 (2770-2710 cal B.P). Notre

résultat apporte donc une première contradiction au résultat proposé par cette étude ; un

deuxième résultat corrobore notre datation et remet donc en question l’estimation de l’âge de

la terrasse fluvio-glaciaire de La Laguna proposée par l’étude. En effet, l’échantillonnage que

nous avons pu effectuer et dater sous la terrasse fluvio-glaciaire nous donne un âge de (1270-

234

1060 cal B.P). Il y a donc bien postériorité de cette terrasse par rapport au comblement à

l’amont du cône de déjection El Calvario déjà mise en avant par le contact présenté figure

n°76 mais également postériorité par rapport à l’arrêt de la sédimentation.

Le remaniement du matériel du dépôt diamictique de La Laguna (3100 m) s’est donc

bien fait sur une période assez courte comme Paskoff et nous même l’avons proposé. Il n’y a

par contre pas eu de mise en place de la terrasse fluvio-glaciaire de La Laguna par un

phénomène de type chasse d’eau suite à la rupture du système morainique de La Laguna à

3100 m d’altitude. La sédimentation du fond de vallée de la cordillère de l’Elqui entre La

Laguna à 3100m et la confluence entre le Rio Turbio et le Rio Claro au Nord-ouest de notre

zone d’étude s’est faite en deux phases, chacune d’elle correspondant à une adaptation aux

modifications climatiques.

Photo. 46- dépôts d’obturation intercalés avec des coulées de débris sur la partie amont du cône (par

rapport au fond de vallée). Cliché: Houbart A, GPS : 29°50’41.62’’S 70°24’01.11’’W Alt: 1209 m

235

Tab. 12 – comparaison des résultats

236

Fig. 95- carte géomorphologique de la haute cordillère de l’Elqui – seuls les formations et les modelés d’ampleur significative ont été illustrés.

237

Fig. 96- synthèse des résultats des études citées dans ce travail. Répartition chronologique des phases

climatiques marquées par des conditions d’ensemble caractéristiques.

238

CHAPITRE 7

CONCLUSION ET PERSPECTIVES

La chronologie d’enchaînement des événements morphogènes de la haute cordillère de

l’Elqui que nous avons établit, s’intègre au cadre général d’évolution des conditions

climatiques décrit par les études auxquelles nous avons fait référence tout au long de ce

travail. Nous avons ainsi pu montrer tout au long de ce travail l’importance jouée par les relais

de processus dans un cadre spatio-temporel caractéristique des milieux paraglaciaires de haute

montagne. Bon nombre d’incertitudes demeurent encore sur le réel impact joué par les

Westerlies sur la variabilité climatique ayant affectée le Quaternaire et le Norte-Chico. La

Région du Norte-Chico et la haute cordillère de l’Elqui de part leur position charnière et les

divers aspects qui nous ont conduits à faire le choix de ce terrain d’étude, est, et restera une

région propice aux études géomorphologiques, tant les enseignements qu’il est possible

d’obtenir à partir de la compréhension de l’enchaînement des processus morphogènes et de

leur interprétation en terme de conditions paléoenvironnementales sont multiples. Les

possibilités offertes aux paléoenvironnementalistes et aux géomorphologues par la cordillère

des Andes sont considérables et les perspectives sur la compréhension entre évolution

climatiques et réponse du relief sont prometteuses.

Le propre des études paléoenvironnementales étant de comprendre les ajustements

passés pour mieux comprendre et anticiper les réponses futures aux fluctuations climatiques,

il conviendra aux scientifiques de continuer à appréhender ces ajustements afin de pouvoir

s’adapter au mieux aux nouvelles conditions environnementales créées par le réchauffement

climatique auquel le Chili doit d’ores et déjà faire face.

239

7.1 LE CYCLE PARAGLACIAIRE DANS LA CORDILLERE DE L’ELQUI

Le maximum glaciaire dans les Andes qui est estimé entre 28 et 18 ka cal B.P a laissé

place à une période marquée par le recul des glaces et des glaciers rocheux entrecoupée de

pulsations plus ou moins marquées. La cordillère de l’Elqui n’a pas échappé à cette règle et a

enregistré les fluctuations des conditions climatiques au travers de son transit sédimentaire.

Les modifications enregistrées dans le style fluvial que nous avons pu analyser et dater, sont

caractéristiques d’un régime paraglaciaire dont la principale caractéristique est une adaptation

aux nouvelles conditions climatiques. En effet, les variations des apports hydriques et une

augmentation de la capacité de remaniement des dépôts glaciaires sont les principaux facteurs

de déclenchement de ce cycle d’adaptation. Phase d’aggradation puis d’incision des cours

d’eau sont deux dynamiques indissociables de ce régime. Cette dynamique paraglaciaire n’est

évidemment pas propre à la cordillère des Andes puisqu’on la retrouve dans de nombreux

bassins versants de par le monde.

7.1.1 DE LA DEGLACIATION AU SYSTEME PARAGLACIAIRE

Le recul des glaces dans la cordillère de l’Elqui a perturbé les modalités de production

de matériel et de transit sédimentaire. Les différentes sources sédimentaires (parois rocheuses,

moraines, éboulis, etc.) ont joué un rôle sur des pas de temps et à des vitesses différentes. Les

différents processus qui interviennent en contexte paraglaciaire sont bien connus (Evans &

Clague, 1994 ; Ballantyne, 2002a, 2002b). Le remaniement qu’ils engendrent peut-être divisé

en deux sous-systèmes qualifiés de « paraglaciaire primaire » et « paraglaciaire secondaire »

d’après Ballantyme (2002a).

La mobilisation des sédiments depuis des sources directement héritées de la glaciation

passée est la caractéristique du premier sous-système et la première des modalités de transfert

sédimentaire primaire est la mobilisation sédimentaire depuis les parois rocheuses par des

dynamiques gravitaires. La seconde est le remaniement des sédiments d’origine glaciaire par

des coulées de débris, avalanches, ruissellement (Curry & Ballantyne, 1999). Le matériel

transporté s’accumule alors dans des « réservoirs sédimentaires paraglaciaires » (Cossart,

2005).

La cordillère de l’Elqui et nous l’avons montré est actuellement le lieu de dynamiques

de versants gravitaires, en attestent les nombreux talus d’éboulis et cônes d’éboulis.

Cependant, les parois rocheuses libérées des glaces ayant joué un rôle d’approvisionnement

240

en matériel ne se trouvent que dans l’extrême amont de notre zone d’étude à savoir de part et

d’autre des glaciers rocheux actifs prolongeant le glacier El Tapado. D’après les limites

d’englacement que nous avons pu définir, seuls les versants de la vallée du Rio Colorado ont

pu jouer un rôle dans la fourniture en matériel par décompression postglaciaire. Cette

dynamique gravitaire n’est actuellement plus décelable dans la vallée du Rio Colorado en

raison du recouvrement de ces parois par les talus et les cônes d’éboulis. Les affleurements de

roches nues sont donc limités dans la haute cordillère et ce n’est qu’en dessous de 3000

mètres que leurs apports aux hydrosystèmes sont parfaitement visibles avec les cônes

d’éboulis que nous avons pu mesurer.

Le remaniement des sédiments d’origine glaciaire par les coulées de débris et

ruissellement a été très actif dans la cordillère de l’Elqui et l’est toujours dans une moindre

mesure. En effet, la mise en place des cônes de déjection que nous avons étudiés s’est faite

par la surimposition de coulées de débris chargées en matériel temporairement stocké dans les

bassins versants secondaires. Le ruissellement du drain principal continu d’exporter vers

l’exutoire le matériel accumulé au pied des versants. Notons que le barrage artificiel de La

Laguna construit à 3100 mètres d’altitude constitue dorénavant une zone de stockage du

matériel réduisant les possibilités d’apport en aval. Les réservoirs sédimentaires paraglaciaires

qu’ont été les dépôts fluvio-lacustres à l’amont des multiples obturations le long du Rio

Turbio ainsi que les dépôts de fond de quebrada ont été incisés et exportés pour partie vers

l’exutoire du Rio Elqui. Cette phase d’incision correspond à l’activité paraglaciaire secondaire

qui exporte les sédiments depuis ces « réservoirs sédimentaires paraglaciaires » vers une zone

de piégeage durable (Cossart, 2005).

Les ajustements spatio-temporels dans les relais de processus de la cordillère de

l’Elqui durant le Quaternaire se sont donc manifestés de façon saccadée par la libération

massive de sédiments à plusieurs reprises qui ont eu pour effet des stockages sédimentaires

plus ou moins temporaires. Rappelons que nous avons estimé le comblement à l’arrière du

cône de déjection à 8300 ans environ. Dans la cordillère, la surimposition de coulées de

débris, les mouvements de masses ainsi que le dépôt diamictique de la Laguna, témoignent de

l’importance du rôle des apports transversaux dans les volumes de sédiments exportés. En

effet, la relation entre les dynamiques de versants et la dynamique fluviale ou glaciaire permet

de comprendre l’évolution géomorphologique actuelle des secteurs de haute-montagne

(Cossart, 2005). La mobilisation de sédiments depuis les sources sédimentaires paraglaciaires,

par décohésion, ravinement de moraines ou de bouchons sédimentaires a favorisé dans la

cordillère de l’Elqui l’alimentation en matériel du cours d’eau de fond de vallée favorisant

une modification du style fluviale.

241

7.1.2 DEUX PHASES DISCTINCTES

Bien que la notion de paraglaciaire ait été conceptualisée à l’origine pour les régions

dotées d’un couvert végétal conséquent, il n’en demeure pas moins que les principaux

paramètres qui influencent ce cycle d’aggradation-incision dans le Norte-Chico sont

également le ruissellement et les apports sédimentaires. La tectonique, le relief et les zones

englacées jouent un rôle secondaire, favorisant la création et la préservation des

enregistrements fluviaux en réponse aux changements climatiques (Macklin et al., 2002).

Une végétation de type arbustive (Prosopis Chilensis), clairsemée et tapissée de façon

sporadique par Atriplex deserticola (plante tapissante) caractérise aujourd’hui l’étage pré-

andin avec comme limite supérieure approximative 2700 m (cf. Chap 2). L’influence de ce

couvert végétal n’a pu être que limitée au regard des superficies actuelles couvertes même si

un recul de celle-ci a très probablement eu lieu en réponse à la période plus aride que nous

avons démontrée durant l’Holocène inférieur. Le rôle atténuateur de la végétation n’a donc pu

jouer de façon prépondérante dans la cordillère de l’Elqui ; néanmoins, les versants

granitiques de la cordillère de l’Elqui n’ont pas été à l’origine des principaux apports de

matériel en fond de vallée depuis le début de la phase de retrait glaciaire que nous estimons

dans la cordillère de l’Elqui à 14.9 ka B.P. En effet, la couleur gris violacé provenant des

affleurements rocheux tertiaires à l’extrême amont de notre zone d’étude contrastent avec la

couleur gris blanchâtre des affleurements granitiques du paléozoïque à l’Ouest de la faille

Baños del Toro ne laissant aucun doute sur les zones sources de ce matériel.

L’évolution du style fluvial de la cordillère s’est donc manifestée par la remobilisation

de dépôts glaciaires le long de la vallée du Rio La Laguna et du Rio Turbio durant deux

phases distinctes.

La première, dont les limites fixées sont entre 12470 B.P et 5920 – 5660 cal B.P a été

marquée par de multiples obturations. Les sédiments piégés se sont accumulés avec des

conditions de transport relativement calmes jusqu’à 6850 +/- 60 B.P (datation obtenue par

Riquelme et al., 2011). Ce n’est qu’à partir de cette date que des apports hydriques

substantiels ont permis la mise en place de structures au faciès fluvial caractéristique.

La deuxième, comprise entre 6850 +/- B.P et 2770-2710 cal B.P, est marquée dans un

premier temps par une augmentation du débit du cours d’eau avant de retrouver des

conditions de sédimentation plus calmes. La fin de cette période d’aggradation et le

déclenchement d’un épisode ultime de remaniement des sédiments proglaciaires par la mise

en place rapide de la terrasse fluvio-glaciaire de La Laguna est estimée entre 2770-2710 et

1270-1060 cal B.P ; s’en est suivi une incision du matériel de ce même dépôt fluvio-glaciaire

et des dépôts fluvio-lacustres en raison de la réduction des apports en sédiment et/ou de

242

changements climatiques ayant entraîné une augmentation du ruissellement. Le type de

conditions climatiques ayant entraîné cette phase d’incision n’est pas communément admis

par les auteurs. En effet, Grosjean et al., (1997) proposent une aridification des conditions

atmosphériques durant l’Holocène moyen (7-3 ka B.P) dans le désert d’Atacama alors que

(Betancourt et al., 2000) proposent un scénario plus humide pour cette période.

Les conditions plus humides engendrées par ce changement climatique ne remettent

pas en question le caractère estival des pluies durant cette période. En effet, et nous l’avons

déjà précisé, les apports d’humidité dans le Norte-Chico et dans le désert d’Atacama durant

l’Holocène moyen ont la particularité de se produire durant l’été et d’être localisés dans les

vallées principales qui drainent les bassins versants les plus élevés alors que des épisodes

pluvieux sporadiques mais de forte intensité peuvent se déclencher dans les bassins versants

secondaires à de plus faibles altitudes. Cela pourrait expliquer le déclenchement des coulées

de débris à l’origine du développement des cônes de déjection situés sous les 2000 mètres

d’altitude. L’incision ultérieure de ces mêmes cônes de déjection s’est produite après l’arrêt

du comblement à l’amont du cône de déjection El Calvario que nous avons daté à 2710 cal

B.P. Divers enregistrements paléoclimatiques entre 33.1°S et 41 °S (Lamy et al., 1999 ;

Bettina et al., 2002 ; Kaiser et al., 2005) attestent de la mise en place d’une période plus

humide durant l’Holocène supérieur. H. Veit, (1996) (entre 27° et 33°S) propose même un

calendrier plus précis avec une intensification des westerlies et par conséquent des apports

d’humidité entre 3 et 1.8 ka B.P.

7.2 VARIABILITE CLIMATIQUE ET ADAPTABILITE

Selon le rapport du groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat

(GIEC, 2007) le changement climatique est une réalité et le fait que l’homme ait des effets sur

celui-ci est indéniable. L’impact réel est encore difficile à quantifier en raison du très grand

nombre d’incertitudes et de variables qui influence son évolution. Pour le Chili, le modèle

CGCM propose une baisse des précipitations accompagnée d’une augmentation des

températures deux facteurs importants pour l’agriculture (Christensen et al. 2007),

Ce changement climatique engendre et continuera d’engendrer des modifications

environnementales qu’il faudra pallier au niveau national par le développement de politiques

publiques adaptées. De plus, l’augmentation de températures, associée à une baisse des

précipitations impactera les bassins versants de haute altitude encore occupés par des glaciers

ou des glaciers rocheux et la notion de risque inhérente à une éventuelle fonte des corps de

glace sera à prendre en considération.

243

7.2.1 IMPACT DU RECHAUFFEMENT CLIMATIQUE SUR LES REGIONS SEMI-

ARIDES DU NORTE-CHICO

A/ LES VARIATIONS D’ORIGINE NATURELLE

Les bassins versants des régions semi-arides sont très sensibles aux changements

climatiques puisque leur régime hydrologique dépend à la fois des précipitations et des

températures (Barnett et al., 2005). L’eau y étant rare par définition, elle fait l’objet de

pressions qui sont alors exacerbées. Au sud de notre bassin versant se trouve le bassin versant

du Limari, dont les altitudes sont sensiblement identiques à celles rencontrées dans la

cordillère de l’Elqui. Stewart et al., (2005) ont émis l’hypothèse d’une réponse du réseau

hydrographique de ce bassin versant à la réduction des précipitations par une réduction du

débit moyen annuel et à l’augmentation des températures par un déplacement du centroïde de

l’hydrographe plus tôt dans la saison.

Afin de modéliser au mieux les changements éventuels dans le bassin du Limari,

Stewart et al., (2005) ont utilisé un modèle climatique régional mis en place dans le cadre du

programme, Providing Regional Climate for Impact Studies (Jones et al., 2004). Il a la

particularité de modéliser à partir de grilles horizontales de 25 km de côté au lieu des 200 km

habituellement. Trois simulations ont pu être réalisées de 18° à 57°S et de 85° à 62°W

(Fuenzalida et al., 2007). Il en ressort une modification des périodes de débits maximums

pour chaque sous bassin versant en fonction de leurs altitudes moyennes. L’élévation des

températures pour la fin du 21ème

siècle devraient varier entre 3 et 4 °C et une baisse des

précipitations comprise entre 10 et 30 % par rapport à celles observées aujourd’hui. L’impact

direct sur le réseau hydrographique se fera sentir par une réduction du débit en été. Cette

diminution ne devrait pas être comblée par les précipitations en raison de l’augmentation de

l’évapotranspiration causée par l’augmentation des températures. Autre conséquence de cette

augmentation, la remontée plus en altitude de la limite atteinte par les neiges durant l’hiver

ainsi qu’une fonte plus précoce et rapide de celle-ci durant le printemps.

Ces résultats qui sont d’ordre général à l’échelle d’un bassin versant peuvent varier en

fonction des sous-unités surfaciques étudiées. En effet, dans le cadre du bassin versant du

Limari, Barnett et al.,(2005) ont pu mettre en évidence qu’une augmentation des températures

n’engendrerait pas une réduction du ruissellement sur la totalité du bassin versant malgré une

augmentation de l’évapotranspiration. Notons que le potentiel d’évapotranspiration a un cycle

annuel marqué d’un maximum en été et d’un minimum en hiver. De là, pour les bassins

versants de plus faible altitude, une augmentation des températures induirait des apports d’eau

supplémentaires durant l’hiver (et donc d’humidité dans les sols) alors même que

244

l’évapotranspiration serait à son minimum. Il en résulterait alors une augmentation des

surfaces de ruissellement (Barnett et al., 2005).

Pour le bassin versant du Rio Elqui, il y a également un autre facteur qui devra être

pris en considération, il s’agit de la faible perméabilité des eaux de pluie en raison de la

présence de roches métamorphiques, volcaniques et plutoniques du paléozoïque dans l’amont

du bassin versant (Fiebig-Wittmaack, 2008). Il existe néanmoins des nappes phréatiques avec

des écoulements Ouest-est à 45 mètres de profondeur à proximité de Rivadavia à l’extrémité

Nord-ouest de notre zone d’étude, Sud-nord sous le Rio Claro dont la confluence donne

naissance à proximité de Rivadavia au Rio Elqui. Les eaux phréatiques s’écoulent ensuite vers

l’embouchure du Rio Elqui située à La Serena à une profondeur comprise entre 3 et 17 mètres

dans des dépôts non consolidés. Un dernier aquifère de direction Nord-sud s’écoule

parallèlement à la cordillère de la côte dans des roches volcaniques du Tertiaire. Les modèles

devront donc pouvoir intégrer ses paramètres.

Toutes ces variations des conditions physiques de terrain ne doivent en aucun cas

occulter l’impact des infrastructures hydriques anthropiques sur le milieu.

B/ IMPACT DES OUVRAGES HYDRAULIQUES

Le bassin versant du Rio Elqui dispose de deux retenues d’eau dont les impacts sur le

milieu ne sont pas négligeables. En effet, ces deux entités paysagères représentent des zones

tampons à la fois dans le régime hydrologique mais également dans le transport sédimentaire.

D’une capacité de retenue de 40 millions de m3, le barrage de Laguna à 3100 m d’altitude fût

construit dans les années 40 afin de permettre une meilleure régulation du débit du Rio Elqui

et la mise en valeur de 24 000 hectares supplémentaire dans la vallée de l’Elqui. Ce n’est

qu’en 1999 que fût crée le barrage de Puclaro dans la vallée du Rio Elqui à l’aval de

Rivadavia (hors zone d’étude). Situé à 46 km de l’embouchure du Rio Elqui, sa capacité peut

atteindre 200 millions de m3 pour une superficie d’environ 790 hectares. A noter qu’il existe

également un réseau de canaux de faible capacité dans la vallée du Rio Elqui avec seulement

neuf canaux pouvant supporter un débit supérieur à 500 litres/seconde.

Outre l’impact sur le régime d’écoulement et des correctifs à appliquer dans l’étude

des débits à la sortie de ces infrastructures en raison de lâchés d’eau, ces réservoirs peuvent

avoir un impact à une échelle locale. Les variations dans le bilan radiatif et énergétique induit

par le changement d’albédo d’une surface aussi importante et leurs conséquences ont été

modélisées à l’aide du modèle mathématique de Bischoff-Gauss et al., (2006). Les

conclusions de leur travail sont les suivantes :

245

- Modification durant l’été et l’hiver du régime des vents sur une distance qui

n’excède pas 4 km au-delà de la surface en eau en se dirigeant vers l’amont.

- Une influence sur le régime des vents plus marquée durant les nuits d’été que

durant l’hiver.

- La température et l’humidité sont également sensiblement différentes de celles

enregistrées dans l’environnement proche du réservoir et ce, sur environ 300

mètres à la verticale.

- L’évaporation des eaux du lac est propice au développement de brouillards. Ce

brouillard est transporté en hiver vers l’aval en raison de l’intensification des vents

orographiques provenant des sommets.

Cette étude démontre un impact réel du lac sur son environnement immédiat mais

relativement limité puisque ne dépassant pas les 4 km à l’intérieur des terres et avec une zone

d’impact limitée à un axe Est-ouest (Fiebig-Wittmaack et al., 2008). Ceci ne doit pas faire

oublier que ces petites modifications viennent en réalité s’ajouter à de nombreuses autres,

telles que la régulation du débit, la chenalisation du lit des rivières et des quebradas affluentes.

C’est au débouché de celles-ci que les cônes de déjection, particulièrement appréciés

des viticulteurs pour leur fertilité font l’objet d’une énorme pression anthropique avec une

mise en culture sur la quasi-totalité de leurs superficies. Cet aménagement s’opère le plus

souvent à la faveur d’une canalisation du chenal principal qui induit inévitablement une

accélération des écoulements et du pouvoir érosif des coulées de débris et des ruissellements

hyper-concentrés qui peuvent se déclencher après des épisodes pluvieux sporadiques ou une

brusque fonte des neiges au printemps. On trouve ainsi sur ces espaces restreints une notion

de risque très présente tant les éventuels préjudices créés par la survenance de l’aléa coulée de

débris sont considérables. La seule limite au jour d’aujourd’hui dans l’extension de ces

cultures est la limite des techniques d’irrigation sur des pentes de plus en plus abruptes.

Nous nous trouvons là dans une situation où le facteur limitant au développement des

activités agricoles de la région n’est pas la rareté de la ressource en eau mais l’ingéniosité des

hommes à cultiver des sols de plus en plus pauvres et difficiles d’accès.

Les résultats des modélisations que nous venons de citer doivent évidemment être

affinés mais il est déjà acquis que la pression sur la ressource en eau sera l’impact majeur du

réchauffement climatique à l’échelle du Norte-Chico et que sa raréfaction induira

nécessairement des modifications sur l’agriculture largement représentée dans cette partie du

Chili semi-aride, ainsi que part une prise de conscience des pouvoirs publics et de la

population.

246

7.2.2 ADAPTATION DES POUVOIRS PUBLICS

Face à la perspective de ce nouveau phénomène du changement climatique, la

Commission Nationale de l'environnement (CONAMA), a présenté son plan d'action National

(2009), qui se concentre sur la réalisation d’une base d’informations sur les divers scénarios

d’impact du réchauffement climatique sur les principales activités économiques et des

mesures d’adaptabilité et compensatoires nécessaires. C’est dans le cadre de ce plan qu’a été

créé en 2008 le Conseil du changement climatique et agricole afin de répondre aux

préoccupations du monde sylvicole et forestier face au changement climatique. En ce sens,

l'une des principales fonctions de cet organe est de présenter les enjeux et les priorités lors de

la définition d'un programme d’adaptation au changement climatique dans le secteur de

l'agriculture et de la sylviculture. Il a également pour but de travailler sur la vulnérabilité des

différentes cultures aux variations climatiques, au stress hydrique et à l'introduction d'espèces

et de variétés résistantes à cette sécheresse édaphique (MINAGRI, 2008).

A l’échelle internationale, d’autres pays plus développés et aux conditions climatiques

similaires tels que l’Australie, l’Espagne ou les Etats-Unis d’Amérique ont commencé à

travailler sur ces mêmes problématiques. Il en ressort la volonté de développer des systèmes

d’information à très grande capacité d’actualisation et de diffusion. De plus, ils voient la

nécessité d'établir une coordination entre les différentes organisations et leurs programmes, et

la création d’outils pour évaluer les impacts au niveau régional. Ainsi, il est nécessaire de

créer une politique qui considère ces stratégies internationales et qui intègre la notion de

réchauffement climatique dans ses programmes de renforcement de l’irrigation actuelle

(Guillermo et al., 2010).

A/ UNE GOUVERNANCE ADAPTEE

Du 26 au 30 mars 2012 s’est tenue la trente-deuxième conférence régionale de la FAO

(Food and Agriculture Organization) pour l’Amérique latine et les Caraïbes avec pour

thématique l’adaptation au changement climatique et l’atténuation de ses effets en vue de

réduire la vulnérabilité des populations et des secteurs de l’agriculture, de l’élevage, de la

pêche et des forêts. Cette Conférence régionale a permis de proposer certaines positions

stratégiques en matière d’adaptation au changement climatique en proposant une

Gouvernance et une coopération régionale en matière de changement climatique. Celle-ci

s’articulerait autour de trois grands axes qui seraient :

- promouvoir la concertation et faciliter la tenue de réunions régionales visant à

définir des positions communes sur l'agriculture et le changement climatique en Amérique

latine et dans les Caraïbes ;

247

- coordonner des plates-formes de partage des connaissances;

- appuyer la création d'une plate-forme de financement.

Elle propose également un renforcement des capacités institutionnelles face aux défis

du changement climatique avec :

- La mise en place et le renforcement des capacités nationales pour l'élaboration

de cadres d'action et de planification sectorielle en matière de changement climatique ;

- Une accentuation de l'évaluation économique et sociale des incidences de la

variabilité et de l'évolution du climat dans les sous-secteurs de l'agriculture, de l'élevage, de la

pêche et des forêts ;

- Une collaboration dans l'élaboration de programmes de recherche et

d'innovation en matière de changement climatique.

La troisième position stratégique proposée est la promotion d'une agriculture

intelligente face aux modifications du climat capable d’apporter un soutien aux producteurs

agricoles plus vulnérables pour les aider à augmenter leur production dans des conditions

climatiques extrêmes; et réduire la consommation d'énergie et les émissions de gaz à effet de

serre dans le secteur agricole (FAO, 2012).

Il est à noter que certains pays ont pris l’initiative de constituer des commissions

sectorielles dans le cadre institutionnel du secteur agricole afin de répondre à ce besoin

d’adaptation et le Chili en fait partie.

B/ LES PROPOSITIONS

Le concept principal derrière cette stratégie d’adaptation est de prévoir l'intégration de

l'analyse de l'incertitude dans les protocoles et les objectifs d’évaluation des projets

d'irrigation du pays. En effet, pour une bonne planification et évaluation des investissements

qui seront effectués par les diverses institutions gouvernementales, les programmes sont tenus

d'inclure dans l'analyse, les scénarios possibles et leurs effets sur les réseaux hydrographiques

concernés. Les propositions seront ensuite intégrées soit comme un outil de complémentarité

aux programmes impliquant des ressources en eau ou comme un outil de planification

permettant de prendre les décisions les plus pertinentes.

- LA FAISABILITE ECONOMIQUE DES PROPOSITIONS

Le développement des stratégies d’adaptation demeure compliqué en raison des

facteurs d’incertitude existants. Il n’en demeure pas moins possible d’apporter des conseils au

ministère de l’agriculture dans les choix qu’il devra réaliser face à ce changement. Les

248

scientifiques devront pour cela pouvoir développer un modèle hydrologique prenant en

considération l’impact du réchauffement climatique sur le fonctionnement de l’irrigation avec

une capacité d’ajustement permanente avec un niveau d’efficacité élevé pour un coût

raisonnable. Il sera alors possible d’intégrer les marges d’incertitudes existantes sur

l’évolution des conditions climatiques dans l’orientation des politiques publiques. De la

fiabilité de ces modèles dépendra la finesse des propositions à mettre en place ; cette fiabilité

est cependant impactée par le coût induit par le développement de modèles performants. Il

pourrait donc y avoir là un frein à la faisabilité de cette politique d’adaptation. Il est par

conséquent nécessaire de créer de meilleurs systèmes d’informations et des processus de

surveillance comme le Chili est en train de la faire au sein de sa Stratégie nationale des

bassins versants (Estrategia Nacional de Cuencas) (Guillermo et al., 2010).

C/ L’INTEGRATION PAR LA POPULATION AU NIVEAU LOCAL

Les conséquences des changements climatiques induisent des impacts porteurs

d’inégalités. En effet, d’une part, les responsabilités « historiques » et actuelles dans la

responsabilité des phénomènes sont inégales, et d’autre part, les effets des changements

climatiques, actuels et à venir, sur les territoires sont et seront complètement déconnectés des

causes (Bertrand, 2007).

Notons que sur la période (1900-1999), l’Amérique centrale et du sud ne sont

responsables que de 3.8% des émissions de gaz à effet de serre de la planète. C’est là que le

phénomène est inéquitable dans la mesure où tout le monde ne sera pas exposé de façon

identique aux effets du changement climatique. Outre la localisation des populations affectées

par ces changements, il y a inégalité de moyens face aux changements à venir puisque la

capacité de se prémunir, d’anticiper ou de réparer (résilience) diffère considérablement entre

pays.

La «décarbonisation» de l'économie suppose de modifier les comportements de

consommation et les choix technologiques. Si certains choix majeurs ne se décident guère aux

niveaux infra-nationaux, la mise en œuvre d’une politique « Climat » est cependant fortement

liée à la capacité à intégrer des effets globaux dans les pratiques locales collectives et

individuelles, tant il est clair que la maîtrise de l'effet de serre passera aussi par une

modification des comportements quotidiens. Les collectivités territoriales apparaissent alors

comme des relais privilégiés pour étendre et diffuser les politiques climatiques auprès des

citoyens, dans le quotidien des territoires.

Cette prise de conscience de la nécessité d’un effort partagé peut être plus ou moins

difficile à relayer selon les pays, leur degré de dépendance aux énergies fossiles, leur niveau

de développement mais également en fonction du niveau social des individus auxquels

249

l’information est relayée. Il peut être d’autant plus difficile de faire comprendre la nécessité

de modifier les comportements quotidiens de certaines populations que les effets du

réchauffement climatique ne sont pas uniquement négatifs. Ces effets étant variables dans le

temps et suivant l’échelle d’analyse retenue, c’est la question de l’appréhension de la

dimension territoriale du changement climatique qui se pose. Une véritable prise de

conscience est alors nécessaire afin de pouvoir mettre en place une coopération inter-niveaux

permettant la mise en place de mesures acceptables dans les territoires susceptibles de

connaître des effets positifs envers les territoires susceptibles de souffrir d’impacts négatifs

(Bertrand, 2007).

Ces diverses difficultés auxquelles sont confrontés les acteurs de la vie publique et les

scientifiques illustrent parfaitement l’étroite complémentarité parfois difficile à appréhender

pour les non initiés entre études paléoenvironnementales et connaissance des changements

globaux futurs. Il existe pourtant une nécessité de connaissance des calages chronologiques

des évolutions paléoenvironnementales afin de pouvoir caractériser au mieux les milieux et

les facteurs qui les influent. En dépend la connaissance des grands changements à venir en

réponse au changement climatique.

7.3 DISCUSSION ET PERSPECTIVES

La compréhension de la capacité de résilience, d’adaptation, d’évolution des milieux

environnementaux mais aussi celle des conséquences des forçages anthropiques sur ce qu’il

est convenu d’appeler les anthroposystèmes, dépend de notre capacité à évaluer le poids

relatif, l’échelle d’action et les seuils d’efficience des divers facteurs de contrôle (forçages)

intervenant dans le fonctionnement de ces systèmes complexes et d’en déterminer les seuils

de rupture. La discontinuité spatio-temporelle des archives morpho-sédimentaires, leur

hétérogénéité de faciès et de résolution sont des freins récurrents à la représentativité spatiale

des données permettant d’accéder à une caractérisation des milieux.

7.3.1 DU LOCAL AU GLOBAL

Les apports des approches sédimentologiques, géomorphologiques et paléontologiques

dans la compréhension des paléoenvironnements locaux et régionaux sont nombreux et

durables ; l’étude des séquences glaciaires a plus récemment permis de renouveler la

compréhension du cadre de ces paléoenvironnements par la précision de tendances globales.

Notre travail s’intègre dans une approche dynamique de la géomorphologie, apportant des

éléments d’explication aux types de réponse du relief aux fluctuations environnementales du

250

Pléistocène et de l’Holocène. Nous avons cité durant ce travail de nombreux travaux basés sur

l’étude de séquences morpho-sédimentaires basées sur des critères de localisation, de

conditions de mise en place et d’évolution, sur la quasi-totalité du territoire Chilien. Les

études fondées sur une approche paléoécologique (signatures physico-chimiques, bio-

marqueurs…) également citées dans ce travail permettent d’affiner considérablement la

connaissance des environnements locaux. Les reconstitutions paléoclimatiques à haute

fréquence sont alors susceptibles d’être replacés dans le contexte des changements globaux.

Nous avons là une complémentarité de méthodologies et d’objets d’étude favorable à

une amélioration des connaissances des variations plus ou moins lentes du Quaternaire le long

de la cordillère des Andes. Il serait réducteur et dénué de tout sens que de tenter d’expliquer

ces variations sans croiser ces résultats avec ceux des études qui se multiplient sur le continent

sud Américain, tant les relations complexes existantes entre les composantes des divers

domaines morpho-bio-climatiques sont interdépendantes. La combinaison de ces études

nécessitera une phase de réflexion sur la spatio-temporalité des indicateurs utilisés et

utilisables, de leurs différences et de leur complémentarité.

La superposition des tendances globales aux variabilités locales permet de définir de

grands ensembles morpho-bio-climatiques identifiables par l’étude de milieux propices aux

études paléoenvironnementales.

A/ LES MILIEUX DE HAUTE MONTAGNE PROPICES AUX ETUDES QUATERNAIRES

L’intérêt porté aux milieux de haute montagne par les études paléoenvironnementales

et plus particulièrement par les études quaternaires s’explique par leur sensibilité aux

changements environnementaux. En effet, l’étagement climatique, des milieux, des formes et

des paysages sont autant de possibilités de compartimentage du relief et de création de niches

et de refuges qui compliquent la compréhension, dans un cadre global, des logiques spatio-

temporelles des fluctuations environnementales locales reconnues. La cordillère des Andes et

en particulier celle des régions climatiques charnières entre climat aride et méditerranéen sont

et continueront d’être un terrain d’étude riche d’enseignement tant les séquences morpho-

sédimentaires y sont bien préservées et encore peu remaniées par les activités anthropiques.

La spécificité de ces milieux du point de vue des possibilités de développement et de

conservation des archives morpho-sédimentaires et paléo-écologiques est avérée. Cette

préservation des modelés nous a permis de reconstituer le calendrier de mise en place des

principales accumulations sédimentaires de la cordillère de l’Elqui malgré des altitudes

parfois très élevées, lesquelles auraient engendré sous des latitudes plus hautes des conditions

moins propices à leur préservation. La nature, la qualité, la variété et le degré de continuité

spatio-temporelle de ces dernières ont conditionné la reconstitution des contextes

251

paléoenvironnementaux et la compréhension de leur variabilité spatio-temporelle aux diverses

échelles au sein du Pléistocène et de l’Holocène. De plus, les milieux de haute montagne

n’étant pas des milieux clos, ils sont en perpétuel interaction avec les domaines du pourtour

en raison de leur situation amont dans les transferts sédimentaire et de l’eau. Ils ne peuvent

être dissociés d’un cadre régional tant les domaines avals sont conditionnés par les

changements d’état du milieu montagnard. Les exemples pour notre zone d’étude sont les

dépôts alluviaux exportés depuis les zones sources des versants de la haute cordillère vers les

fonds de vallées puis dans les réservoirs sédimentaires temporaires avant d’être redistribués à

l’aval hors des limites de notre zone d’étude jusqu’à l’embouchure et le plateau-continental.

Les systèmes de terrasses alluviales présentes sur les rives du Rio Elqui à son embouchure ne

peuvent s’expliquer qu’en y intégrant l’évolution des conditions environnementales de la

cordillère.

B/ LES LIMITES DE CE MILIEU

L’intérêt indiscutable des milieux de haute montagne dans l’acquisition des

connaissances des variations environnementales quaternaires est avéré mais souffre

néanmoins de certaines lacunes comparé à d’autres milieux. En effet, tous les milieux

n’offrent pas le même potentiel, tant en terme d’arguments chronologiques (éléments

datables) qu’en terme de possibilités de déroulement du temps (finesse et longueur des

enregistrements morpho-sédimentaires). La cordillère des Andes du Norte-chico a la

particularité d’être pauvre en matériel organique dès que l’on s’enfonce dans la cordillère

principale. Il s’agit là d’une résultante du climat semi-aride. Roland Zech avait tenté de pallier

à cette problématique en échantillonnant les roches de la vallée du Rio Colorado afin

d’utiliser la datation par radionucléides cosmogéniques mais sans succès (communication

orale). Ce n’est que lorsque nous nous sommes rendus sur le terrain et que les affleurements

fluvio-lacustres présents dans le Rio Turbio, le Rio Toro et le Rio Colorado nous ont livré les

premières couches de matière organique que nous nous sommes aperçus qu’il y avait là une

originalité locale à exploiter.

La répartition spatiale et la continuité des enregistrements morpho-sédimentaires

peuvent également être lacunaires en haute montagne. Les dépôts sédimentaires marins se

distinguent à ce titre des dépôts continentaux. La variété de ces derniers et la rareté des

longues séquences continentales de référence renforcent la difficulté des reconstitutions

chronologiques fines. Il existe cependant dans la cordillère et en particulier dans l’altiplano la

possibilité de trouver des séquences lacustres couvrant des périodes relativement longues et

donc très intéressantes d’un point de vue paléoenvironnemental (Grosjean et al., 1997).

252

L’hétérogénéité des enregistrements passés liée à la variabilité spatiale des milieux, à

la quantité et à la qualité des enregistrements n’est pas une caractéristique propre aux milieux

de haute montagne. Se pose alors la question : comment comparer sur la base de cette absence

de continuité, les évolutions (d’un lieu à l’autre, du local au global, d’une période à l’autre, du

temps long au temps court) et reconstituer la continuité du temps et la cohérence de l’espace ?

Comment juger de cette continuité ou de la valeur et de l’ampleur des changements, des crises

ou des ruptures, et dans quelles limites la connaissance acquise peut-elle être mise au service

de l’estimation de la valeur des changements en cours ?

Ces questions ont fait parti d’une réflexion sur la variabilité spatiale des

environnements quaternaires lors du colloque international de l’AFEQ à Clermont-Ferrand du

26 février au 2 mars 2012.

7.3.2 PERSPECTIVES

Nous avons relevé tout au long de ce travail certaines analyses qui auraient pu être

réalisées avec des moyens financiers plus conséquents notamment en ce qui concerne les

datations. Il ne fait nul doute qu’il sera possible pour quiconque aura la possibilité de mettre

en place un protocole d’échantillonnage et de datation par la méthode des radionucléides

cosmogéniques et/ou par thermoluminescence, d’affiner les résultats apportés dans ce travail

et dans celui de Riquelme et al., (2011). Nous avons décrit l’obturation de la quebrada

Escondida sur le versant Ouest du Rio La Laguna par les dépôts sédimentaires d’un

mouvement de masse à l’origine de l’obturation du Rio La Laguna à 3100 mètres d’altitude

(Fig. 45). Cette petite lagune qui est soumise à une évaporation et une infiltration importante

doit très certainement avoir enregistré les alternances dans les apports de matière en

suspension du ruisseau qui l’alimente. Un carottage réalisé en période estival pourrait

permettre de retracer les phases du comblement partiel de cette petite dépression et ainsi dater

approximativement l’âge du dépôt qui est à l’origine de sa formation. Le résultat viendrait

corroborer ou non notre scénario de mise en place des événements morphogènes de la haute

cordillère de l’Elqui et donner raison ou non à l’hypothèse de Riquelme et al., (2011) selon

laquelle cette formation qu’il attribue à une moraine frontale serait du même âge que la

moraine frontale du glacier El Tapado située 20 km en amont à 3700 mètres d’altitude.

La localisation et la persistance du glacier El Tapado, premier vestige glaciaire au sud

de la diagonale aride demeure une énigme même si quelques explications ont été formulées.

Les glaciers rocheux dont nous avons démontré la sensibilité aux superficies possibles

d’accumulation pourraient également faire l’objet d’investigations poussées afin de

253

comprendre leur dynamique actuelle et passée, aucune vitesse de fluage n’étant connue à ce

jour.

De nombreuses vallées et quebradas restent également à étudier au nord et au sud de

notre zone d’étude et pourront apporter des indices cruciaux sur les modalités du transit

sédimentaires Quaternaire suite au recul des glaces. La compréhension des variations

latitudinales des Westerlies et de leurs apports en humidité sera affinée et participera à la

caractérisation de seuils de rupture à partir desquels il sera possible d’anticiper les futurs

ajustements des milieux de haute montagne.

254

CONCLUSION GENERALE

« Je n’ai pas la prétention de présenter dans les pages qui vont suivre une

étude géomorphologique exhaustive du Chili semi-aride. Il s’agit plus

modestement de recherches qui n’ont été poussées, en dehors de la côte, que

dans certains secteurs particulièrement intéressants. De vastes régions de

l’intérieur n’ont fait l’objet que d’itinéraires de reconnaissance ou seulement

d’une interprétation des photographies aériennes avec des vérifications partielles

sur le terrain. Il ne pouvait être question de procéder autrement sur un vaste

territoire mal desservi par les voies de communication et aussi peu défriché du

point de vue de la géographie physique. Du moins mes enquêtes me permettent-

elles de proposer un schéma d’ensemble qui pourra servir de base pour des

recherches plus détaillées sur l’évolution du relief dans le Chili semi-aride. »

(Paskoff, 1970,p. 11)

La lecture des recherches géomorphologiques de Roland Paskoff sur le Chili semi-

aride a nourri et exacerbé mon attrait pour ce terrain d’étude et il ne fait nul doute que Paskoff

aurait apporté son regard éclairé et critique sur les observations, analyses et déductions

apportées par notre travail.

Notre objectif qui était celui de tenter de reconstituer le calendrier de mise en place des

formations de la cordillère de l’Elqui durant le Quaternaire ainsi que la reconstitution des

relais de processus dans un cadre spatio-temporel le plus précisément possible, nous a permis

d’apporter certaines réponses aux hypothèses jadis émises par ses travaux. Nous avons

également pu réaliser une analyse critique du travail de Riquelme et al., (2011) dont les

résultats ont été publiés durant la rédaction de ce travail et qui de ce fait viennent l’enrichir.

Il apparaît clairement dans celui-ci que la répartition spatiale des modelés et des

enregistrements morpho-sédimentaires reflète une réponse temporelle du relief de la cordillère

à des variations des conditions climatiques durant le Quaternaire. Cette relation s’exprime sur

le terrain par des variations des agents morphogènes dont les signatures lithostratigraphiques

et sédimentaires nous permettent d’en déterminer la nature. Leur identification a permis de

délimiter plusieurs phases que nous avons pu dater plus ou moins précisément grâce aux

datations au 14C. Chacune d’entre elle se délimite de sa précédente et de la suivante par un

changement dans les conditions de transport et de dépôt du matériel.

Le début du retrait des glaces dans la cordillère de l’Elqui est estimé à 14.9 ka B.P

(Riquelme et al., 2010). Le matériel issu des moraines frontales et des versants soumis à la

255

décompression postglaciaire a été remanié avec un enchaînement caractéristique d’un milieu

de haute montagne affecté par des processus paraglaciaires. En effet, durant la période

comprise entre 12470 B.P et 5920-5660 cal B.P, le matériel transporté depuis les marges

désenglacées s’est accumulé de façon hétérogène à la faveur d’un style fluvial de type tressé.

L’hétérogénéité spatiale des dépôts contemporains de cette période est la conséquence d’un

stockage sédimentaire dans des zones tampons périodiques favorisées par le déclenchement

d’au moins trois obturations dans la vallée du Rio La Laguna et du Rio Turbio. La plus

ancienne des obturations, dont les dépôts corrélatifs sont encore visibles, est datée à plus de

16000 cal B.P ; le mouvement de masse, qui en est la cause, est encore visible. Il nous a

permis d’expliquer la position, la nature et l’âge du dépôt lacustre « ancien » au lieu dit

Juntas. Paskoff n’avait pas identifié cette accumulation responsable du comblement du fond

du Rio Turbio probablement en raison d’un tracé de la route transfrontalière différent de celui

actuel. La seconde créée par le cône de déjection El Calvario a engendré une interruption du

transit sédimentaire durant 8300 ans environ. Il n’est possible au jour d’aujourd’hui d’attester

de l’antériorité ou de la postériorité, du dépôt diamictique de La Laguna responsable de

l’obturation du Rio La Laguna, par rapport aux dépôts cités précédemment en l’absence de

datation absolue.

Les conditions de sédimentation relativement calmes ont été interrompues vers 6850

+/- 50 B.P avec des apports hydriques plus conséquents, signe d’une réponse du réseau

hydrographique à une variation des précipitations ou à une augmentation des températures

ayant accéléré la fonte des glaces et des glaciers rocheux. Nous avons mis en évidence le

comportement du réseau hydrographique de la cordillère de l’Elqui caractérisé par des apports

en eau provenant des glaciers et des glaciers rocheux significatifs durant les périodes

relativement sèches et inversement lors de périodes plus humides. Il est difficile de pouvoir

attester de ce même comportement durant l’ Holocène moyen mais les faciès des dépôts

fluvio-lacustres caractéristiques d’une mise en place dans des conditions de type lagunaire

avec une forte évaporation semblent donner raison à un Holocène moyen relativement sec. Ce

point demeure discutable dans la mesure où il est difficile d’attester avec certitude de

conditions climatiques générales à partir d’affleurements très localisés et qu’il est

extrêmement délicat d’apporter davantage de crédit à l’interprétation brute des enchainements

de faciès par rapport au mode de réponse du système hydrologique que nous avons mis en

avant.

Entre 2770-2710 cal B.P et 1270-1060 cal B.P la cordillère de l’Elqui a connu une

phase d’incision rapide qui perdure aujourd’hui après la remobilisation du matériel

proglaciaire issu en partie du dépôt de La Laguna ayant donné naissance à la terrasse

proglaciaire La Laguna. L’âge de ce dépôt est sensiblement différent entre l’étude de

Riquelme et al., (2010) et la notre en raison de l’absence de coupes observées et datées,

postérieures à 5920-5660 cal B.P. Il s’avère que la zone tampon créée par le cône El Calvario

256

a encore fonctionné pendant environ 3000 ans puisque nous avons pu observer et dater l’arrêt

de la sédimentation à 2770-2710 cal B.P.

Les apports latéraux ont été substantiels; dominés par des coulées de débris et des

phénomènes essentiellement gravitaires le long des versants, ils sont facilement observables

de part et d’autre de la route transfrontalière. Une grande partie de notre zone d’étude est

affectée par une régularisation des profils des versants par l’intermédiaire de coulées sèches

successives dont les dépôts stables sont régulièrement refaçonnés par l’érosion régressive. Les

apports directs par chute de blocs ou de fragments rocheux l’ont été davantage par les brèches

et laves que par les monzogranites, en attestent les taux de recul des parois rocheuses obtenus.

La cordillère de l’Elqui est un terrain d’étude absolument passionnant et qui d’un point

de vue de la connaissance sur les modalités de réponse d’un orogène aux agents érosifs et aux

relais de processus spatio-temporels en contexte paraglaciaire promet encore de belles

perspectives. Un prolongement à ce travail pourrait avoir lieu avec la quantification des

budgets sédimentaires en amont des obturations et à l’exutoire des quebrada principales,

pourvoyeuses de matériel. L’amélioration de la technique par radionucléides cosmogéniques

ainsi qu’une mission dotée de financements plus conséquents que celui dont nous disposions

pour ce travail permettrait également de dater le dépôt fluvio-lacustre affecté par un système

de micro décrochement dans le Rio Toro. Il serait alors possible de vérifier la concordance ou

non de la réponse d’un bassin versant dépourvu de glaciers non couverts avec celle du haut

bassin versant du Rio Elqui et de vérifier si la mise en place des dépôts fluvio-lacustres de

cette vallée coïncide avec la période transitoire Pléistocène/Holocène, favorable aux

obturations.

La disposition spatio-temporelle des enregistrements morphosédimentaires de la haute

cordillère de l’Elqui s’intègre donc au niveau régional aux conditions climatiques

caractérisées par les études citées dans ce travail, même si, il nous est forcé de constater que

les relations que nous avons établies souffrent d’un manque de comparaisons évident (nombre

restreint de datations, nécessité de connecter ce travail avec l’aval du bassin versant du Rio

Elqui jusqu’à l’embouchure entre autre). La mise en place d’un travail collaboratif avec les

auteurs cités dans ce travail sera donc primordiale afin qu’il puisse venir alimenter les

données de terrain acquises par ces derniers et constituer une base de travail scientifiquement

enrichissante.

257

258

TABLE DES FIGURES

Fig. 1- Croquis de localisation du bassin versant du Rio Elqui ............................................................................. 8

Fig. 2- Localisation des trois domaines des Andes (Saillard, 2008) .....................................................................17

Fig. 3- Carte de localisation des vitesses de convergence entre plaque de Nazca et plaque Sud Américaine ......18

Fig. 4- Morphostructures des Andes centrales, modifié d’après Mpodozis & Ramos, (1989) ..............................21

Fig. 5- Carte de délimitation de notre zone d’étude ..............................................................................................22

Fig. 6- les grandes unités du relief du bassin versant du Rio Elqui Réalisation : Houbart. A ..............................24

Fig. 7- MNT du bassin versant du Rio Elqui et profil longitudinal. Le MNT est tiré de la base de données de

l’institut géographique militaire Chilien. ...............................................................................................................25

Fig. 8- MNT de notre zone d’étude dans la haute cordillère de l’Elqui, réalisation sous ArcGis 9.2 à partir de

fichiers rasters source : (CEAZAMET) ..................................................................................................................25

Fig. 9- graphique représentant la relation entre pentes moyennes et altitudes minimales par rapport à l’exutoire

(m.s.n.m) pour les bassins versants tributaires d’ordre 2 selon la classification de Strahler d’après (Aguilar

Martorell, 2010). ....................................................................................................................................................28

Fig. 10- courbes hypsométriques de trois bassin-versants. ...................................................................................28

Fig. 11- profil hydrographique du Rio Turbio et La Laguna .................................................................................30

Fig. 12- Courbes des variations saisonnières du débit du Rio Turbio. Localité : station hydrographique de

Huanta (860 m) ......................................................................................................................................................31

Fig. 13- Carte du réseau hydrographique de la haute cordillère de l’Elqui. Réalisation HoubartA ....................31

Fig. 14- Profils transversaux des Andes à 29° et 35°S. Réalisation. Houbart. A .................................................35

Fig. 15- Localisation des épicentres des secousses ressenties dans la région grâce à la procédure (JHD) .........35

Fig. 16- profils transversaux et structures sous-jacentes des vallées du Rio Colorado, La Laguna et de la

confluence entre le Rio La Laguna et le Rio Toro (Juntas) ...................................................................................37

Fig. 17- Coupes géologiques transversales à la haute cordillère de l’Elqui .........................................................38

Fig. 18- Affleurement de la formation Pastos Blancos dans la zone du Rio La Laguna et Paso Agua Negra ......43

Fig. 19- Localisation des zones d’altération hydrothermales dans la partie amont de la zone d’étude. ...............46

Fig. 20- Schématisation de l’organisation stratigraphique présente dans la haute cordillère de l’Elqui .............47

259

Fig. 21- Profils transversaux schématiques de la marge Sud Américaine entre 29° et 33° S durant le Carbonifère

et le Jurassique inférieur d’après (Nasi et al., 1990) .............................................................................................50

Fig. 22- Différents régimes tectoniques dans les Andes centrales (30°S) ; passage d’un régime extensif à un

régime compressif au Crétacé moyen. Source : Réalisé et adapté d’après (Ramos & Aleman, 2000). .................54

Fig. 23- Schématisation de la circulation atmosphérique sur le Chili et du courant de Humboldt. Réalisation :

Houbart.A, (fond de carte Google map) ................................................................................................................56

Fig. 24- Schématisation du phénomène El-Niño (Brahic et al., 2006) ..................................................................59

Fig. 25- Diagramme ombrothermique, secteur du Rio Turbio, localité de Huanta d’après les données de Cepeda,

(2008). ....................................................................................................................................................................61

Fig. 26- Variation mensuelle de la température de l’aire (a) ; de l’humidité relative (b) ; des précipitations

totales (c) sur la période 1981-2007. .....................................................................................................................61

Fig. 27- Carte des étages morphoclimatiques avec les isohyètes de la haute cordillère de l’Elqui Réalisation.

Houbart. A..............................................................................................................................................................64

Fig. 28- Localisation des études paléoenvironnementales citées ...........................................................................70

Fig. 29- Photographie aérienne drapée sur le MNT (Vallée du Rio La Laguna) Réalisation ; Houbart. A

(ArcGis) .................................................................................................................................................................77

Fig. 30- Profil transversal au Rio Colorado à l’aide de World Wind Java. Réalisation.Houbart.A .....................77

Fig. 31- Visualisation 3D sous ArcMap de la vallée du Rio Turbio à partir des courbes de niveau. Réalisation

Houbart. A..............................................................................................................................................................79

Fig. 32- MNT de la vallée du Rio Turbio et de la confluence entre le Rio Toro et le Rio La Laguna (Juntas),

obtenu après Krigeage. Réalisation: Houbart. A (ArcGis) ....................................................................................80

Fig. 33- Schéma des mesures réalisées au télémètre d’après (Chenet, 2008) .......................................................83

Fig. 34 - Classification des faciès, modifiée d’après Miall, (1985) .......................................................................92

Fig. 35 - Typologie des représentations graphiques d’une distribution normale symétrique, positive et négative

d’après (Bunte & Abt, 2001) ..................................................................................................................................94

Fig. 36 - Estimation visuelle de la dispersion de plusieurs échantillons de sédiments ayant le même D50 d’après

(Bunte & Abt, 2001) ...............................................................................................................................................95

Fig. 37- carte de localisation des cônes de déjection étudiés (trois cônes n’ont pu être localisés sur la carte en

raison de l’échelle).................................................................................................................................................99

Fig. 38- Croquis de la méthode de calcul de la bissectrice des cônes de déjection étudiés et de la largeur

disponible en fond de vallée (Rio Turbio) à l’aide de Google Earth ...................................................................100

Fig. 39- Topographie simplifiée d’un cône de déjection dans le fond d’une vallée. Lf : longueur du cône de

déjection. Lav : largeur disponible dans la vallée principale d’après (Brochot & Lorenzo, 2004) ....................101

Fig. 40 - Méthode de calcul des variables morphométriques, adapté d’après Cossart, (2001) ..........................104

260

Fig. 41- localisation de la zone intitulée cours amont du rio Elqui .....................................................................110

Fig. 42- Croquis géomorphologique de l’extrême amont de la vallée du Rio Colorado, modifié d’après Paskoff

(1970) ...................................................................................................................................................................115

Fig. 43- Carte de localisation des masses glaciaires et des glaciers rocheux dans la vallée du Rio Colorado.

Carte modifiée d’après (Milana & Güell, 2008) ..................................................................................................117

Fig. 44- Système de glaciers rocheux en aval du glacier El Tapado. ..................................................................118

Fig. 45- Coefficients de ruissellement et déficit de ruissellement dans la haute cordillère de l’Elqui. Réalisation,

Houbart. A............................................................................................................................................................121

Fig. 46- Coefficients de ruissellement et déficit de ruissellement dans la haute cordillère de l’Elqui. ...............123

Fig. 47- Genèse des grands types de moraines latéro-frontales (Vivian, 1976) ..................................................126

Fig. 48- Localisation d’un dépôt de pente identifié comme étant un système de glaciers rocheux inactifs, versant

Est de la vallée de La Laguna, photographie aérienne 1/50000 Geotec, Vicuña, secteur 28, n°016514. ...........128

Fig. 49- Contexte géomorphologique du système sédimentaire de La Laguna (Rio La Laguna, 3100 m) Capture

de Google Earth ...................................................................................................................................................129

Fig. 50- Croquis du système sédimentaire de La Laguna, d’après (Paskoff, 1970) ............................................130

Fig. 51- Profil transversal du Rio La Laguna à 3100 m d’altitude. Réalisation : Houbart. A ............................136

Fig.52- Moraine frontale du glacier El Tapado à 3700 m d’altitude. Réalisation : Houbart. A .........................137

Fig. 53- rupture de pente dans le profil en long du fond de la vallée Colorado ..................................................138

Fig. 54- rupture de pente dans le profil en long du fond de la vallée La Laguna ................................................138

Fig. 55- Vestige du cône de transition de La Laguna (Rio La Laguna, 3100 m) .................................................142

Fig.56- Croquis du système de terrasses alluviales depuis l’arc externe de la moraine de La Laguna. Cliché.

Houbart. A, Orientation. : Nord-est .....................................................................................................................144

Fig. 57- Schématisation du lithofaciès de la terrasse alluviale dite de La Laguna, Alt : 1250 m .......................145

Fig. 58 - Evolution du D50 des terrasses en fonction de leur distance à la moraine de la Laguna ....................147

Fig.59- Courbe des fréquences cumulées d’un échantillon de la terrasse alluviale La Laguna (Paskoff, 1970) 149

Fig. 60- Localisation des échantillons ayant servis au calcul de l’émoussé selon la méthode de Krumbein ......150

Fig. 61- coupes longitudinales dans un dépôt fluvio-lacustre du Rio Toro .........................................................155

Fig. 62- localisation de la zone intitulée cours moyen du rio Elqui ....................................................................158

Fig. 63- Nuage de points reflétant la relation largeur disponible en fonction de la longueur de la bissectrice des

cônes ....................................................................................................................................................................163

261

Fig. 64- Graphique en nuage de points reflétant la relation pente moyenne des cônes de déjection avec la

dénivelée spécifique de leurs bassins versants .....................................................................................................163

Fig.65- Courbe des fréquences cumulées de l’échantillon (ElcaldepV) ..............................................................167

Fig. 66- Refus de la colonne à tamis de l’échantillon (ElcaldepV) .....................................................................167

Fig. 67- Profil transversal de la vallée du Rio Turbio à 1860 m d’altitude. Cliché tiré de Google Earth. .........168

Fig. 68- extrait de la photographie aérienne n°016468 sector 23, SAF 2000 .....................................................170

Fig. 69- Amont du cône de déjection El Calvario. ...............................................................................................170

Fig. 70- Localisation des séquences fluvio-lacustres rencontrées le long du Rio Turbio entre la Quebrada El

Calvario et Juntas. ...............................................................................................................................................172

Fig. 71- Coupes lithostratigraphiques du site fluvio-lacustre n°1 .......................................................................175

Fig. 72- analyse lithostratigraphique de l’affleurement n°2 (Rio Turbio) ...........................................................179

Fig. 73- Diagramme de Hjulström .......................................................................................................................180

Fig.74- Champs d’apparition des différentes figures sédimentaires en fonction de la vitesse du courant et de la

profondeur moyenne de l’écoulement, pour un lit constitué de sables fins et de sables grossiers d’après

Middleton & Southard, (1984) .............................................................................................................................181

Fig.75- contact franc entre les dépôts fluvio-glaciaires de la terrasse de La Laguna et les sédiments fluvio-

lacustres du site fluvio-lacustre du site n°1 .........................................................................................................185

Fig. 76- Localisation du complexe de Juntas.......................................................................................................188

Fig. 77- Croquis de localisation des formations du complexe de Juntas, adapté d’après (Paskoff, 1970, p. 155)

.............................................................................................................................................................................188

Fig.78- courbe granulométrique en fréquences cumulées sur échelle semi-logarithmique de l’échantillon

(EchJuntdou). .......................................................................................................................................................190

Fig.79- Panoramique du complexe de Juntas ......................................................................................................192

Fig. 80- coulée de débris dans sa partie centrale avec son chenal bordé de deux bourrelets latéraux parallèles

mais asymétriques. GPS: 29°50’45.23’’ S 70°24’12.70’’ W, Cliché: Houbart. A, Alt: 1206 m ..........................196

Fig.81- coupe transversale d’un cône de déjection matérialisé par la succession de coulées de débris inclinées

vers l’amont de la vallée du Rio Turbio. GPS : 29°55’16’’ S 70°18’11’’ W, Cliché: Houbart. A, Alt : 1458 m

.............................................................................................................................................................................197

Fig. 82- granoclassement longitudinal le long d’un cône d’éboulis dominé par les coulées sèches. Rio La

Laguna. Cliché : Houbart. A, Orientation : Sud-est ............................................................................................200

Fig. 83- stratigraphie de dépôts de coulées sèches le long d’un profil longitudinal sur le versant Nord-ouest de

la vallée du Rio Turbio à 954 m d’altitude. .........................................................................................................201

262

Fig. 84- stratigraphie de dépôts de coulées sèches le long d’un profil longitudinal sur le versant Nord-ouest de

la vallée du Rio Turbio à 954 m d’altitude. .........................................................................................................202

Fig. 85 – carte de localisation des parois étudiées. .............................................................................................203

Fig. 86- Courbes granulométriques en fréquences simples de l’échantillon (Base Juntas n°1) et (base site 3) 211

Fig. 87- Schéma d’un cours d’eau au style tressé à faible sinuosité (Google image) .........................................213

Fig. 88- Chronologie des formations de fond de vallée de la haute cordillère de l’Elqui ...................................217

Fig. 89- carte de localisation des datations réalisées dans la vallée Encierro d’après (Zech et al., 2006a) ......219

Fig. 90- synthèse des sites et interprétations cites dans le texte pour le Chili .....................................................221

Fig. 91- photographie de l’écroulement (A) et des dépôts lacustres accumulés suite à l’obturation de la vallée El

Transito (B). Clichés : Aguillar Martorell ...........................................................................................................224

Fig. 92- coupe lithostratigraphique et photographies de la terrasse paraglaciaire de la vallée El Transito .....225

Fig. 93- ravinement des déjections torrentielles par la terrasse alluviale. Coupe observée à Rivadavia d’après

(Paskoff, 1970). ....................................................................................................................................................227

Fig. 94- délimitation des modelés glaciaires repérés par Riquelme et al., (2011) à 3150 mètres d’altitude dans la

vallée du Rio La Laguna. Réalisation (Riquelme et al., 2011) .............................................................................232

Fig. 95- carte géomorphologique de la haute cordillère de l’Elqui – seuls les formations et les modelés

d’ampleur significative ont été illustrés. ..............................................................................................................236

Fig. 96- synthèse des résultats des études citées dans ce travail. Répartition chronologique des phases

climatiques marquées par des conditions d’ensemble caractéristiques. ..............................................................237

263

TABLE DES PHOTOGRAPHIES

Photo. 1- Coupe-vent sur culture viticole dans la vallée du Rio Claro et mouvement de masse à l’arrière plan .

(30°00’09’’ S 70°31’49’’W) (alt. 960m). Cliché. Houbart. A (orientation Ouest) .................................................. 8

Photo. 2 - dépôts torrentiels du cône de déjection de la quebrada la Hormigar plaqués sur le versant opposé, Rio

Elqui. Cliché : Houbart. A, Orientation : Ouest, altitude : 785 m ............................................................................32

Photo. 3- cône de déjection inactif, quebrada à hauteur du village de Varillar. Vallée du Rio Turbio. Cliché :

Houbart. A, Orientation Sud-est altitude : 960 m....................................................................................................32

Photo. 4- Talus d’éboulis sous corniche sur le versant Ouest de la vallée de La Laguna. Cliché. Houbart. A

Orientation : Ouest, altitude : 3050 m ......................................................................................................................33

Photo. 5- Dyke affectant l’unité Huanta, Rio Turbio. Cliché. Houbart. A, Orientation Nord-ouest ........................40

Photo. 6- Coulée de gypse à l’aval d’un affleurement de la formation Baños del Toro, versant Est du Rio Toro,

Localisation : 29°57’19.8’’S 70°04’41.6’’W Altitude : 2244 m. Cliché. Houbart. A, Orientation : Est ..................43

Photo. 7- Affleurement du Miembro Tilito sur le versant Est de la vallée du Rio La Laguna (3150 m). Cliché :

Houbart. A, Orientation : Est ...................................................................................................................................44

Photo. 8- Cerro Las Tortolas (6130 m). Cliché : Houbart. A, Orientation : Nord-est .............................................44

Photo. 9- Affleurement de la Formation Vallecito dans la quebrada Las Animas, vallée du Rio Toro. Localisation :

29°55’41.7’’ S ; 70°04’00.2’’ W. Cliché : Houbart. A, Orientation : Est ................................................................45

Photo. 10- Zone d’altération, versant Ouest du Rio Colorado. Orientation du Cliché Nord. Cliché : Houbart. A .46

Photo. 11- Principaux végétaux présents dans la haute cordillère de l’Elqui. Source : utilisation des

photographies avec l’autorisation du laboratoire de botanique UMS 2925 CNRS UJF de la Station Alpine Joseph

Fourier (France) .......................................................................................................................................................64

Photo. 12- Chute de blocs sur une terrasse alluviale sur le versant Sud de la vallée du Rio Turbio GPS :

29°58'02,21'' S 70°12'33,92'' W ................................................................................................................................82

Photo. 13- Chenal principal d’un cône de déjection totalement artificialisé. Cliché : Houbart. A, Orientation

Nord, GPS : 29°50’42’’S 70°44’12’’W ..................................................................................................................89

Photo. 14- Cône de déjection cultivé faisant l’objet d’une gestion de l’écoulement aval. Versant Sud du Rio

Turbio. Cliché : Houbart. A, Orientation Sud-est .....................................................................................................89

Photo. 15- Le Cerro Olivares, point culminant de notre zone d’étude (6332 m) Cliché : Houbart. A, Orientation :

Est ...........................................................................................................................................................................111

Photo. 16- Glacier El Tapado (5536 m) Cliché: Houbart. A, Orientation: Nord-ouest .........................................111

Photo. 17- Moraines latérales du dernier maximum glaciaire. Cliché : Houbart. A, Orientation Sud-ouest ........127

264

Photo. 18- Moraines latérales en pieds de versants Est (vallée du Rio Colorado, 3900 m). Cliché : Houbart. A,

Orientation Sud-est .................................................................................................................................................127

Photo.19- Système sédimentaire de La Laguna. Cliché : Houbart. A, Orientation Sud .........................................130

Photo. 20- Moraine Allende, vallée du Rio Colorado (3500 m). Cliché : Houbart. A, Orientation Nord ..............132

Photo.21- Paroi entièrement polie par l’action des glaces du glacier El Tapado à 3800 m d’altitude Vallée du Rio

Colorado, Cliché. Houbart. A, Orientation : Est ....................................................................................................134

Photo. 22- Coupe transversale dans le dépôt diamictique de La Laguna sur le versant Ouest. Cliché. Houbart. A,

GPS : 30°11’33.28’’S 70°02’52.64’’W, Alt : 3048 m .............................................................................................134

Photo.23- Ecoulement en tresses en amont de la retenue d’eau artificielle de La Laguna. Alt : 3300 m, Cliché :

Houbart. A, Orientation : Sud .................................................................................................................................138

Photo. 24- Llanos de las Lliebres à l’amont de la moraine Allende, vallée du Rio Colorado (3550 m). Cliché :

Houbart. A, Orientation Nord-est ...........................................................................................................................139

Photo.25- Llanos végétalisé de la vallée du Rio Toro GPS: 29°58’01’’S 70°05’10’’W, Cliché: Houbart. A, Alt :

2160m .....................................................................................................................................................................139

Photo. 26- dépôts alluviaux mis en place au début de l’été 2008. Le versant affecté par l’altération hydrothermale

a été lessivé et les colluvions ont été piégés dans les dépressions créées par les avulsions du cours d’eau vers sa

position actuelle sur la photo. GPS: 29°57’06.25’’ S 70°04’36.02’’ W, Cliché: Houbart A, Alt: 2230m ..............152

Photo. 27- Terrasse alluviale du Rio Toro marquée par un granoclassement inverse. Cliché : Houbart. A .........152

Photo.28- élargissement du fond de vallée à la sortie d’un coude et présence du cône alluvial du Rio Vacas

Heladas sur la droite. Prise de vue vers le Nord. Cliché Houbart. A .....................................................................154

Photo.29- dépôts fluvio-lacustres sur la rive Est du Rio Toro. GPS: 29°55’50’’ S 70°04’04’’ W Cliché: Houbart.

A, alt: 2351 m .........................................................................................................................................................154

Photo. 30- Cône de déjection El Calvario à l’origine de l’obturation de la vallée du Rio Turbio. Emboîtement d’un

second cône de déjection à la sortie du chenal creusé par le cours d’eau dans un affleurement rocheux. Cliché :

Houbart. A, Alt : 1860 m .........................................................................................................................................165

Photo. 31- vue de profil du front du cône de déjection El Calvario. Variations de teintes entre chaque coulée

attestant d’apports moins chargés en matériel en fin d’écoulement. GPS : 29°57’15’’S 70°11’11’’W. Cliché :

Houbart. A, Orientation : Nord-est .........................................................................................................................167

Photo.32- dépôt du cône de déjection El Calvario plaqué contre le versant sud opposé à la quebrada El Calvario.

Cliché pris depuis la terrasse fluvio-glaciaire de la Laguna. Houbart. A, Orientation Est. ..................................168

Photo. 33- Vestiges fluvio-lacustres plaqués sur le versant Nord du Rio Turbio, au-dessus du niveau actuel du Rio

Turbio (15m). Cliché : Houbart. A Alt : 1850 m .....................................................................................................172

Photo.34- Base du dépôt, (Site n°1), présence facilement observable de matière organique par sa couleur

noirâtre. Cliché : Houbart. A, Orientation : Sud-ouest ..........................................................................................174

265

Photo.35- Sommet du dépôt fluvio-lacustre n°1 depuis le sommet du cône de déjection El Calvario. Cliché :

Houbart. A, Orientation : Sud-est. ..........................................................................................................................174

Photo. 36- ripple marks dans un banc argilo-limoneux à la base de l’affleurement du site n°2 (Rio Turbio) Cliché.

Houbart.A ...............................................................................................................................................................182

Photo. 37- rosette de gypse à la surface d’un banc riche en matière organique et présentant des traces de dépôts

de soufre. Site fluvio-lacustre n°5 Cliché : Houbart. A ..........................................................................................182

Photo. 38- matière organique échantillonnée pour la datation de la mise en place de la terrasse alluviale de La

Laguna. Cliché: Houbart GPS: 29° 58’14.74’’ S 70°13’11.21’’ W alt: 1730 m ..................................................186

Photo. 39- Coupe longitudinale dans le dépôt sédimentaire situé à l’arrière du poste de douane de Juntas. GPS :

29°58’31’’S 70°05’37’’W. Cliché : HOUBART.A, Alt: 2097m ............................................................................190

Photo. 40- mouvement de masse situé à 1.1 km de Juntas, photographie aérienne. GPS : 29°58’18.56’’ S

70°06’27.46’’ W, alt.: 2064 ....................................................................................................................................194

Photo. 41- placage sur le versant Sud GPS : 29°58’18.56’’ S 70°06’27.46’‘ W, Cliché : Houbart. A ..............194

Photo. 42- fond de chenal raviné par le dépôt. GPS : 29°58’18.56’’ S 70°06’27.46’’ W, Cliché : Houbart. A ....194

Photo. 43- partie amont du cône de déjection de la quebrada La Hormiga. Intercalation des coulées torrentielles

avec des dépôts de décantation. Cliché : Houbart. A, GPS : 29°50’43.15’’ S 70°23’53.19’’ W, Alt : 1194 m, .....198

Photo. 44- coulée de boue dans sa partie basale, la zone source n’est distante que d’une cinquantaine de mètres et

les éléments les plus grossiers ont été abandonnés dans la partie apicale, faute de courant suffisant. Cliché :

Houbart. A, Rio Turbio, Alt : 1850 m. ....................................................................................................................199

Photo. 45- bloc d’ignimbrite gélifracté appartenant à la formation Tilito (tertiaire) Rio Colorado, Cliché :

Houbart. A, Alt : 4200 m. ........................................................................................................................................205

Photo. 46- dépôts d’obturation intercalés avec des coulées de débris sur la partie amont du cône (par rapport au

fond de vallée). Cliché: Houbart A, GPS : 29°50’41.62’’S 70°24’01.11’’W Alt: 1209 m .....................................234

266

TABLE DES TABLEAUX

Tab. 1- Synthèse des méthodes utilisées pour la mesure du retrait des parois et des taux de production

sédimentaire d’après (Krautblatter & Dikau, 2007) dans (Chenet, 2008). ..............................................................87

Tab. 2 - organisation des faciès fluviatiles en éléments architecturaux (Miall, 1985) .............................................93

Tab. 3 - Classification des valeurs d’asymétrie d’après Folk & Ward, (1957) ; extrait de Bunte & Abt, (2001) ..95

Tab. 4 - Données morphométriques relevées dans les bassins versants et les cônes de déjection .........................100

Tab. 5- Conditions climatiques modernes sur le site du glacier El Tapado à 4000 m (Kull et al., 2002) ..............112

Tab. 6 - Reconstruction des conditions climatiques à partir de l’analyse du carottage couplée au mass balance

model de (Kull & Grosjean, 2000 ; Ginot et al., 2006) ..........................................................................................114

Tab. 7 - Stations hydrologiques et pluviomètres utilisés pour l’étude ....................................................................123

Tab. 8 - Tableau des résultats granulométriques issus des échantillonnages sur les terrasses .............................147

Tab. 9 - matrice des corrélations linéaires entre les variables considérées dans l’étude. .....................................162

Tab. 10 - Estimation de la vitesse d’incision des dépôts du cône de déjection El Calvario et de la terrasse fluvio-

glaciaire La Laguna ................................................................................................................................................187

Tab. 11 - tableau des vitesses de recul des parois de la cordillère de l’Elqui d’après l’estimation des volumes de

débris accumulés.....................................................................................................................................................205

Tab. 12 – comparaison des résultats ......................................................................................................................235

267

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286

ANNEXES

287

Annexe 1

288

289

290

291

292

293

294

295

296

297

298

299

0

10

20

30

40

50

60

20 10 5 2 0,5 0,2 0,05 inf 0,05

20,04

55,46

19,96

3,17 0,74 0,3 0,2 0,13

% bruts EchCSToro

Histogramme des refus de la colonne à tamis

maille des tamis (mm)

% bruts

Annexe 3

Analyse granulométrique de l’échantillon : EchCStoro

GPS: 29°58’25.54’’S 70°05’31.56’’ W Alt: 2116m

mailles des tamis (mm)

Fréquences cumulées

(%)

20 20,04

10 75,5

5 95,46

2 98,63

0,5 99,37

0,2 99,67

0,05 99,87

inf 0,05 100

Echantillon Mode Méd Q1 Q3 Trask Qdphi SK

AR1 10 15,00 18,00 10,000 1,342 4,000 0,800

Chapitre 7 | Annexes 300

Annexe 4

Analyse granulométrique de l’échantillon EchCSlagu

GPS : 39°08’27.5’’ S 70°03’47.3’’ W

Alt: 2720 m

Echantillon Mode Méd Q1 Q3 Trask Qdphi SK

EchCSlagu 0,5 3,50 8,00 1,500 2,309 3,250 0,980

maille des

tamis

en mm 20 10 5 2 0,5 0,2 0,05 inf50

% brut EchCSlagu 10,37 9,5 17,9 28,16 34,01 0,02 0,00 0,03

% cumulé EchCSlagu 100 99,97 99,97 99,95 65,94 37,78 19,88 10,39

10,39 19,88

37,78

65,94

99,95 99,97 99,97 100

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

100 110

0,01 0,1 1 10

Taille des tamis en mm

Fré

qu

ance

s cu

mu

lées

en

%

Chapitre 7 | Annexes 301

100 98,47 90,4

70

42,3

21,9

8,48 2,86 0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0,01 0,1 1 10

Fré

qu

en

ces

cum

ulé

es

en

%

Taille des tamis en mm

Annexe 5

Analyse granulométrique de l’échantillon

Echbaselacn°3

GPS : 29°57’05’’S – 70°10’13’’W

Echantillon Mode Méd Q1 Q3 Trask Qdphi SK

Echbaselacn°3 0,5 1,40 4,00 0,400 3,162 1,800 0,816

maille de tamis (mm)

fréquences cumulées (%)

20 2,86

10 8,48

5 21,9

2 42,3

0,5 70

0,2 90,4

0,05 98,47

inf 0,05 100

Chapitre 7 | Annexes 302

0 0 0,87 8,35

68,63

97,3 99,92 100

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0,01 0,1 1 10

Fré

qu

en

ces

cum

ulé

es

en

%

Taille des tamis en mm

Annexe 6

Analyse granulométrique de l’échantillon

Ech_tb_site_so1

GPS : 29°57’16’’S - 70°10’54’’W

Alt : 1885m

maille des

tamis (mm)

Fréquences

cumulées (%)

20 0

10 0

5 0,87

2 8,35

0,5 68,63

0,2 97,3

0,05 99,92

0,01 100

Chapitre 7 | Annexes 303

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0,01 0,1 1 10

Fré

qu

en

ces

cum

ulé

es

en

%

Taille des tamis en mm

Ech_t_eol

Annexe 7

Analyse granulométrique de l’échantillon

Ech_t_eol

GPS : 29°57’16’’S - 70°10’54’’W

Alt : 1895 m

Echantillon Mode Méd Q1 Q3 Trask Qdphi SK

Ech_t_eol 0,5 0,70 1,80 0,300 2,449 0,750 1,102

maille des tamis (mm)

Fréquences cumulées

(%)

20 0

10 0,69

5 2,81

2 20,81

0,5 58,36

0,2 83,96

0,05 99,34

0,01 100

Chapitre 7 | Annexes 304

0 2,83

13,4

52,51

82,59

94,1 99,23 100

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0,01 0,1 1 10

Fré

qu

en

ces

cum

ulé

es

en

%

Taille des tamis en mm

EchJuntdou

Annexe 8

Analyse granulométrique de l’échantillon

EchJuntdou

GPS : 29°58’31’’S - 70°05’37’’W

Alt : 2098 m

Echantillon Mode Méd Q1 Q3 Trask Qdphi SK

EchJuntdou 2 2,20 4,00 0,800 2,236 1,600 0,661

maille des tamis (mm)

Fréquences cumulées

(%)

20 0

10 2,83

5 13,4

2 52,51

0,5 82,59

0,2 94,1

0,05 99,23

0,01 100

Chapitre 7 | Annexes 305

39,44

50,69 56,84

66,22

77,72

88,51

99,4 100

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0,01 0,1 1 10

Fré

qu

en

ces

culu

lée

s e

n %

Taille des tamis en mm

EchElcaldepV

Annexe 9

Analyse granulométrique de l’échantillon

Ech_ElcaldepV

GPS : 29°57’15’’S 70°10’58’’W

Alt : 1879 m

mailles des tamis (mm)

% cumulés

20 39,44

10 50,69

5 56,84

2 66,22

0,5 77,72

0,2 88,51

0,05 99,4

0,01 100

Chapitre 7 | Annexes 306

0

10

20

30

40

50

20 10 5 2 0,5 0,2 0,05 inf 0,05

0 0

7,68

16,89

48,03

20,3

5,55 1,55

Histogramme des refus de la colonne à tamis

EchCsinterToro

Taille des tamis en mm

Annexe 10

Analyse granulométrique de l’échantillon

EchCSinterToro

GPS : 29°58’14’’S 70°05’22’’W

Alt : 2146 m

mailles des tamis (en mm)

% cumulés

20 0

10 0

5 7,68

2 24,57

0,5 72,6

0,2 92,9

0,05 98,45

0,01 100

Echantillon Mode Méd Q1 Q3 Trask Qdphi SK

EchCSinterToro 0,5 1,00 2,00 0,450 2,108 0,775 0,900

Chapitre 7 | Annexes 307

Annexe 11

mesures des débris accumulés en pieds de paroi 29°98’16’’S 70°23’22’’W

Grand axe (m) axe b (m) axe c (m)

Dn= (a*b*c)/3 Vd= (n/6)*(a*b*c)

2,4 1,5 1 1,2 1,44

0,53 0,49 0,47 0,040686333 0,001655378

0,8 0,8 0,8 0,170666667 0,029127111

0,96 0,8 0,7 0,1792 0,03211264

0,56 0,43 0,32 0,025685333 0,000659736

1,25 0,8 0,4 0,133333333 0,017777778

0,77 0,55 0,47 0,066348333 0,004402101

2,39 1,3 1,1 1,139233333 1,297852588

2,66 1,2 1 1,064 1,132096

0,85 0,83 0,7 0,164616667 0,027098647

2 1,4 1,1 1,026666667 1,054044444

2,13 1,9 1,35 1,82115 3,316587323

0,68 0,35 0,3 0,0238 0,00056644

1,43 0,9 0,75 0,32175 0,103523063

1,9 1,1 0,63 0,4389 0,19263321

3,6 2,5 2,3 6,9 47,61

2,03 1,4 1,25 1,184166667 1,402250694

3 2 1,6 3,2 10,24

1,95 1,1 0,8 0,572 0,327184

0,95 0,41 0,24 0,03116 0,000970946

0,84 0,7 0,4 0,0784 0,00614656

0,52 0,48 0,37 0,030784 0,000947655

Chapitre 7 | Annexes 308

0,7 0,5 0,41 0,047833333 0,002288028

0,35 0,2 0,19 0,004433333 1,96544

0,9 0,36 0,3 0,0324 0,00104976

0,8 0,57 0,35 0,0532 0,00283024

1,13 0,92 0,52 0,180197333 0,032471079

0,85 0,56 0,33 0,05236 0,00274157

0,94 0,53 0,33 0,054802 0,003003259

2,8 1,74 1,2 1,9488 3,79782144

1,88 1,25 0,92 0,720666667 0,519360444

1,4 0,97 0,84 0,38024 0,144582458

1,13 0,72 0,65 0,17628 0,031074638

5,8 3,12 2,3 13,8736 192,476777

Superficie de la paroi

1171,5 m2 Volume total m3 265,2516558

Chapitre 7 | Annexes 309

Annexe 12

Eude Télémètre laser 29°58’28’’S 70°13’38’’W

Alt : 1736 m

distance horizontale (m)

distance verticale (m)

Orientation (°)

Cos=Y1 X1 cos anglex1*HD

Z1

88,4 49 240 0,325781306 28,79906741 49

62,6 29,7 240 0,325781306 20,39390973 29,7

47,7 19,2 240 0,325781306 15,53976827 19,2

40 13,7 240 0,325781306 13,03125222 13,7

20,6 2,9 240 0,325781306 6,711094894 2,9

17 2,1 240 0,325781306 5,538282194 2,1

10,1 -0,3 240 0,325781306 3,290391186 0

51,01 24 230 -0,787695942 -40,18036998 24

42 14,5 230 -0,787695942 -33,08322955 14,5

33 8,7 230 -0,787695942 -25,99396607 8,7

23,9 3,6 230 -0,787695942 -18,82593301 3,6

22,6 3 230 -0,787695942 -17,80192828 3

11,4 8 230 -0,787695942 -8,979733735 8

10,1 0 230 -0,787695942 -7,955729011 0

51,1 17,3 220 0,996085171 50,89995223 17,3

41,8 13,4 220 0,996085171 41,63636014 13,4

31,1 6,9 220 0,996085171 30,97824881 6,9

23,5 2,6 220 0,996085171 23,40800152 2,6

13 0,8 220 0,996085171 12,94910722 0,8

8,9 -0,2 220 0,996085171 8,865158021 0

40,7 13,9 210 -0,883877473 -35,97381316 13,9

Chapitre 7 | Annexes 310

41,3 5 205 -0,699229257 -28,8781683 5

26 1,5 205 -0,699229257 -18,17996067 1,5

8,5 0 205 -0,699229257 -5,943448682 0

64,2 29,3 250 0,240988305 15,4714492 29,3

50,1 10,1 250 0,240988305 12,07351409 10,1

38,5 11,7 250 0,240988305 9,278049753 11,7

32,1 8,2 250 0,240988305 7,7357246 8,2

21,4 4,1 250 0,240988305 5,157149733 4,1

11,9 2,1 250 0,240988305 2,867760833 2,1

9,1 -0,8 250 0,240988305 2,192993578 0

48,5 15 260 -0,730194157 -35,41441662 15

37,5 11,8 260 -0,730194157 -27,38228089 11,8

45,6 13,2 70 0,633319203 28,87935566 13,2

Chapitre 7 | Annexes 311

Annexe 13

Mesures des débris accumulés sur cône de déjection 29°58’02’’S 70°12’33’’W

Alt : 1786 m

Dn= (a*b*c)/3 Vd= (n/6)(a*b*c)

Grand axe A (m)

Axe b (m)

Axe C (m)

0,9 0,4 0,22 0,0264 0,00034848

0,93 0,47 0,43 0,062651 0,001962574

0,68 0,3 0,26 0,01768 0,000156291

0,46 0,41 0,34 0,021374667 0,000228438

0,39 0,19 0,17 0,004199 8,8158E-06

0,39 0,24 0,1 0,00312 4,8672E-06

0,68 0,48 0,21 0,022848 0,000261016

0,23 0,21 0,18 0,002898 4,1992E-06

1,02 0,75 0,57 0,14535 0,010563311

0,53 0,22 0,9 0,03498 0,0006118

0,92 0,35 0,29 0,031126667 0,000484435

0,83 0,6 0,52 0,08632 0,003725571

0,64 0,35 0,9 0,0672 0,00225792

0,020617718

Chapitre 7 | Annexes 312

Annexe 14

Etude télémètre laser 29°58’02’’S 70°12’69’’W

Alt : 1786 m

distance horizontale (m)

distance verticale (m)

Orientation (°)

Cos=Y1 X1 Z1

8,7 2,4 337 -0,66029407 -0,70095962 2,4

7,5 1,02

337 -0,66029407 -0,08859388 1,02

6,1 0,7 337 -0,66029407 0,45501742 0,7

4,1 0,3 337 -0,66029407 0,82490196 0,3

7,5 1,3 342 -0,90745945 0,11017752 1,3

6,5 0,8 342 -0,90745945 0,31760021 0,8

5,5 0,5 342 -0,90745945 -0,68659614 0,5

3,7 -0,3 342 -0,90745945 -0,78886313 0

6,6 0,7 354 -0,54032767 0,58579615 0,7

5,7 0,2 342 -0,90745945 -0,04174631 0,2

8,2 1,6 330 -0,99119882 -0,46361521 1,6

6,9 0,5 320 0,90370511 -0,85789604 0,5

6,2 0,3 318 -0,76539465 0,24799483 0,3

6,6 0,8 327 0,9625977 -0,99725192 0,8

5 0,1 327 0,9625977 0,19766583 0,1

Chapitre 7 | Annexes 313

Annexe 15

étude télémètre laser 29°96’67’’S 70°12’96’’W

distance horizontale (m)

distance verticale (m)

Orientation (°)

X1 Y1 Z1

82,4 28,5 330 -0,0551851 -0,99119882 28,5

75,5 23,8 330 -0,56419729 -0,99119882 23,8

65,4 14,5 330 0,73743592 -0,99119882 14,5

57 9 330 -0,2821298 -0,99119882 9

45,7 2,1 330 0,21386867 -0,99119882 2,1

79,8 24,8 338 0,25347666 0,27519232 24,8

70,3 18,6 338 -0,03602763 0,27519232 18,6

61,2 13,1 338 0,21513256 0,27519232 13,1

55 10,4 338 -0,36583293 0,27519232 10,4

46,6 2,5 338 0,41253143 0,27519232 2,5

69,1 12,8 352 0,54896078 0,98998824 12,8

59,2 6,3 352 -0,97677783 0,98998824 6,3

50 1,9 352 0,69817254 0,98998824 1,9

61,7 1,8 10 0,31737153 -0,83907153 1,8

72,7 18,4 310 0,70689554 -0,52534764 18,4

57,7 10,4 310 0,33558558 -0,52534764 10,4

53,4 6 310 -0,58305836 -0,52534764 6

68 19,2 322 0,62098662 0,01324661 19,2

72,6 24 300 -0,78884596 -0,02209662 24

59,9 12,1 300 0,9959508 -0,02209662 12,1

48,9 4,5 300 0,32697804 -0,02209662 4,5

76,7 13 317 -0,4406678 -0,95508258 13

Chapitre 7 | Annexes 314

56,6 8,2 317 -0,84493358 -0,95508258 8,2

45,1 2,6 317 -0,77241182 -0,95508258 2,6

61,7 11 297 -0,99995052 -0,11921006 11

71,9 20,5 297 -0,62572668 -0,11921006 20,5

57 3,5 280 0,7588051 -0,92173958 3,5

60,5 8,5 292 -0,67891765 -0,98590163 8,5

67,2 6,2 284 -0,93037183 0,30899406 6,2

67,4 4,4 74 0,31614416 0,17171734 4,4

64,3 14,1 312 0,81925494 -0,55508823 14,1

59 5 310 0,93853697 -0,52534764 5

46,4 4,1 294 0,69332881 0,25813076 4,1

Chapitre 7 | Annexes 315

Annexe 16

étude télémètre laser Juntas 29°58’36’’S 70° 05’40’’W

altitude : 2093 m

distance horizontale (m)

distance verticale (m)

Orientation (°)

X1 Y1 Z1

102,6 53,7 90 -0,653050274 -0,448073616 53,7

86,8 20,8 90 -0,416749769 -0,448073616 20,8

66,9 11,3 90 -0,137244841 -0,448073616 11,3

98,6 35,3 80 -0,858143763 -0,110387244 35,3

78 29,3 80 0,698862813 -0,110387244 29,3

73 17,9 80 -0,97573503 -0,110387244 17,9

54,8 14,7 80 -0,092416026 -0,110387244 14,7

97,1 41,4 70 0,163555838 0,633319203 41,4

82,5 25,7 70 0,729843932 0,633319203 25,7

64,7 12,9 70 0,384060297 0,633319203 12,9

54,6 9,1 70 -0,249861202 0,633319203 9,1

96,9 30,5 66 0,635112083 -0,999647456 30,5

85,2 24,9 66 0,968701797 -0,999647456 24,9

61 13,1 66 0,048994802 -0,999647456 13,1

95,7 20,2 55 -0,236236695 0,022126756 20,2

84 15,1 55 -0,284037944 0,022126756 15,1

65,1 11,7 55 0,609295032 0,022126756 11,7

93,1 22,2 48 0,115292771 -0,640144339 22,2

66,1 12,6 48 0,978325916 -0,640144339 12,6

84,9 20,4 112 -0,696015992 0,455969104 20,4

74 17,9 112 0,887649833 0,455969104 17,9

61,7 12,3 112 0,450172427 0,455969104 12,3

Chapitre 7 | Annexes 316

101,1 38 100 0,937701831 0,862318872 38

85,1 31,5 100 -0,839464889 0,862318872 31,5

79 17,8 100 -0,448666394 0,862318872 17,8

64,1 9,5 100 0,407586639 0,862318872 9,5

54,1 13,1 100 0,984296927 0,862318872 13,1

100,6 38,4 70 0,119778704 0,633319203 38,4

98,7 38,1 98 -0,934558401 -0,819288245 38,1

106,3 37,2 82 -0,248549636 0,949677698 37,2

96,5 36,7 82 -0,782643869 0,949677698 36,7

96,6 26,1 64 0,967828997 0,39185723 26,1

Chapitre 7 | Annexes 317

Annexe 17

étude télémètre laser GPS 03993033 6660054

distance horizontale (m)

distance verticale (m)

Orientation (°)

X1 Y1 z1

43,5 14,8 64 0,853094308 0,39185723 14,8

35,6 8,2 64 -0,734866745 0,39185723 8,2

29,8 2,6 64 -0,96810092 0,39185723 2,6

24,2 0,8 64 -0,999986593 0,39185723 0,8

43,7 13,4 50 0,022307578 0,964966028 13,4

35,1 16,4 50 -0,408219658 0,964966028 16,4

30,1 2,7 50 -0,984355405 0,964966028 2,7

23 -1,4 50 0,984360716 0,964966028 0

44,2 10,4 30 0,969429788 0,15425145 10,4

35,8 3,8 30 0,911167527 0,15425145 3,8

25,7 -0,2 30 -0,258043389 0,15425145 0

36,2 2,9 15 -0,879717261 -0,759687913 2,9

31,5 -0,1 32 -0,899906267 0,834223361 0

46,2 11,4 32 -0,276986508 0,834223361 11,4

32,8 11,2 70 -0,875546856 0,633319203 11,2

34 7,5 70 0,241163837 0,633319203 7,5

31,3 4,8 70 -0,257926894 0,633319203 4,8

22,4 0,7 70 -0,940985507 0,633319203 0,7

35,1 6,7 74 -0,766691459 0,171717342 6,7

25,4 1,5 74 0,599761625 0,171717342 1,5

41,2 13,5 80 -0,891882203 -0,110387244 13,5

43,2 14,2 80 0,969385393 -0,110387244 14,2

36,1 7,9 80 -0,639959053 -0,110387244 7,9

30 1,9 80 0,984413775 -0,110387244 1,9

20,3 1,6 80 -0,979385054 -0,110387244 1,6

42,4 10,6 90 -0,510462205 -0,448073616 10,6

Chapitre 7 | Annexes 318

36 10 90 -0,52509112 -0,448073616 10

32,6 2,4 90 0,969518482 -0,448073616 2,4

29,2 -0,8 90 -0,057713185 -0,448073616 0

26,3 -0,8 90 -0,188922214 -0,448073616 0

48,3 15,5 97 -0,55256852 -0,925147537 15,5

39,4 7,2 97 -0,052512743 -0,925147537 7,2

34,3 6,4 97 -0,988260353 -0,925147537 6,4

30,5 2,9 97 0,636935558 -0,925147537 2,9

25,4 -0,6 97 0,702878879 -0,925147537 0

20,3 -1,2 97 -0,778456158 -0,925147537 0

48 11 100 0,938140962 0,862318872 11

40,2 5,5 100 0,326123282 0,862318872 5,5

34,1 2,4 100 -0,197518078 0,862318872 2,4

30 2,4 100 -0,9756822 0,862318872 2,4

29,1 0,9 100 0,633132557 0,862318872 0,9

46,1 11,4 104 0,946168447 -0,946868011 11,4

42,1 8 104 0,556890404 -0,946868011 8

39,3 4,6 104 -0,999927492 -0,946868011 4,6

32,2 2,3 104 0,99052489 -0,946868011 2,3

28,7 0,7 104 0,959103338 -0,946868011 0,7

56,7 16,9 110 -0,590932045 -0,999020813 16,9

50,2 11 110 0,605911638 -0,999020813 11

44,7 1,5 110 -0,918115616 -0,999020813 1,5

40 2,4 110 -0,198168145 -0,999020813 2,4

Chapitre 7 | Annexes 319

Annexe 18

étude télémètre laser 29°58’21’’S

70°06’28’’ W Alt : 2068 m

distance horizontale (m)

distance verticale (m)

Orientation (°)

X1 Y1 z1

147,8 48,3 100 -0,36846861 0,86231887 48,3

131 37,1 100 0,90416921 0,86231887 37,1

105,8 17,5 100 0,6340188 0,86231887 17,5

89,6 7,2 100 0,98424367 0,86231887 7,2

77,2 2,3 100 -0,44748064 0,86231887 2,3

153,1 51,5 90 0,99967798 -0,44807362 51,5

130,5 48,3 90 -0,15523423 -0,44807362 48,3

111,3 18,2 90 -0,03181866 -0,44807362 18,2

77,9 1,8 90 0,51069548 -0,44807362 1,8

126,7 31,4 70 -0,95995944 0,6333192 31,4

102,2 12,4 70 -0,8289728 0,6333192 12,4

85 4,6 70 0,98446674 0,6333192 4,6

74,7 1,2 70 0,17998569 0,6333192 1,2

92,2 -0,2 65 0,40045494 -0,56245385 0

147,1 44,7 104 0,40279945 -0,94686801 44,7

122,4 30,8 104 0,9911111 -0,94686801 30,8

101,2 13,9 104 0,89399617 -0,94686801 13,9

78,2 4,9 104 -0,7085323 -0,94686801 4,9

142,2 39,7 110 -0,99994821 -0,99902081 39,7

121,7 31 110 -0,78151675 -0,99902081 31

84,1 2,9 110 -0,54838482 -0,99902081 2,9

125,5 29,2 120 0,70015532 0,81418097 29,2

107,4 10,7 120 0,3745036 0,81418097 10,7

65,3 3,5 124 -0,25230795 -0,0927762 3,5

Chapitre 7 | Table des matières 320

TABLE DES MATIÈRES

Remerciements _______________________________________________________ 6

Résumé _____________________________________________________________ 1

Introduction générale __________________________________________________ 6

Première partie ______________________________________________________ 14

Physiographie de la cordillère des Andes de l’Elqui _________________________ 14

Introduction de la première partie _________________________________________________ 14

Chapitre 1 ______________________________________________________________ 15

Morphostructure et paléogéographie _______________________________________ 15

1.1 Présentation du cadre général des Andes _____________________________________ 16

A/ Convergence relative entre plaque de Nazca et Amérique du Sud ________________ 17

B/ Segmentation des Andes entre 27°et 33°S ___________________________________ 18

C/ Segmentation volcanique ________________________________________________ 19

D/ Morphostructure des Andes Centrales _____________________________________ 20

1.2 Le cadre morphostructural et physiographique de la haute cordillère de l’Elqui _______ 23

1.2.1 Présentation du relief de la cordillère de l’Elqui ______________________________ 23

A/ Analyse topographique du bassin versant du Rio Elqui et de ses affluents _________ 23

1.2.2 Morphostructure de la haute cordillère _____________________________________ 33

A/ Originalités du Norte-Chico ______________________________________________ 34

B/ Les unités morphostructurales de la cordillère de l’Elqui et leur expression de surface

36

1.3 Description des affleurements rocheux de la haute cordillère de l’Elqui _____________ 39

1.3.1 Le socle (Paléozoïque-Trias inférieur), unité centrale du dispositif géologique régional.

39

A/ Le complexe métamorphique El Cepo ______________________________________ 39

B/ Les formations sédimentaires et volcaniques (Paléozoïque supérieur-Trias inférieur) 39

C/ Les roches intrusives du Paléozoïque supérieur-Trias __________________________ 40

1.3.2 La couverture Mésozoïque et Cénozoïque ___________________________________ 41

A/ La Formation Las Breas __________________________________________________ 42

B/ Les strates du Rio Seco __________________________________________________ 42

C/ La Formation estratos de quebrada El Tapado (Lias-Dogger inférieur) ____________ 42

D/ La Formation Baños del Toro _____________________________________________ 43

1.3.3 Les formations volcaniques de l’Oligocène supérieur-Miocène __________________ 44

A/ La Formation Doña Ana _________________________________________________ 44

B/ La Formation Cerro de Las Tortolas ________________________________________ 45

Chapitre 7 | Table des matières 321

C/ La Formation Vallecito __________________________________________________ 45

D/ Altération hydrothermale et minéralisation _________________________________ 45

1.4 Synthèse des connaissances sur l’évolution paléotectonique ______________________ 48

Reconstruction paléotectonique d’une marge active ___________________________________ 48

1.4.1 Le cycle orogénique pré-andin (Permien supérieur-Jurassique inférieur) __________ 49

A/ Développement d’un régime extensif ______________________________________ 49

B/ Amincissement crustal et volcanisme ______________________________________ 50

1.4.2 Le cycle orogénique Andin (Jurassique inférieur à Aujourd’hui) __________________ 51

A/ Acquisition progressive de l’organisation structurelle actuelle ____________________ 51

Chapitre 2 ______________________________________________________________ 55

Analyse climatique _______________________________________________________ 55

2.1 Présentation du climat actuel _______________________________________________ 56

2.1.1 Les mécanismes climatiques actuels _______________________________________ 56

A/ Description synoptique __________________________________________________ 56

2.2.2 Le climat local et ses influences ___________________________________________ 60

A/ Le comportement climatique dans la haute cordillère de l’Elqui ___________________ 60

B/ L’étagement morphoclimatique à l’échelle locale _____________________________ 63

2.2 Présentation des connaissances actuelles sur l’évolution du climat au cours du

Quaternaire au Chili et en Amérique du sud _________________________________________________ 65

2.2.1 Evolution Quaternaire du Chili ____________________________________________ 65

A/ Au nord : _____________________________________________________________ 65

B/ Norte-Chico : __________________________________________________________ 66

C/ Au sud : ______________________________________________________________ 67

2.2.2 Evolution Quaternaire à l’échelle continentale _______________________________ 67

A/ Dans les Andes Tropicales ________________________________________________ 67

B/ En Argentine et au Brésil ________________________________________________ 68

CONCLUSION DE la première partie ________________________________________________ 71

Deuxième partie _____________________________________________________ 73

Etude géomorphologique de la haute cordillère de l’Elqui ____________________ 73

Introduction ___________________________________________________________________ 73

de la deuxième partie ___________________________________________________________ 73

Chapitre 3 ______________________________________________________________ 75

Une approche méthodologique ____________________________________________ 75

3.1 Méthodes de détermination des processus de versant ___________________________ 76

3.1.1 L’analyse des dépôts de pente ____________________________________________ 76

A/ Les profils topographiques _______________________________________________ 76

B/ L’analyse des fabriques __________________________________________________ 77

C/ L’analyse de la stratification ______________________________________________ 78

Chapitre 7 | Table des matières 322

D/ Analyse du granoclassement _____________________________________________ 78

3.1.2 Méthodes d’analyse des versants _________________________________________ 78

A/ Utilisation des SIG ______________________________________________________ 78

B/ La couverture détritique _________________________________________________ 80

C/ Analyse des pentes _____________________________________________________ 80

D/ Restitution sous forme de carte géomorphologique ___________________________ 81

3.1.3 Méthodes de quantification des processus __________________________________ 81

A/ La mesure des processus ponctuels __________________________________________ 81

B/ Estimation des taux de recul des parois rocheuses ______________________________ 82

c/ Choix du matériel ________________________________________________________ 83

D/ Méthode de modélisation des surfaces d’éboulis et calcul des volumes ____________ 83

3.2 Méthodes d'analyse des formations alluviales __________________________________ 89

3.2.1 Description lithostratigraphique des dépôts fluvio-lacustres ______________________ 89

A/ Définition _____________________________________________________________ 89

B/ Méthodologie _________________________________________________________ 90

3.2.2 analyses granulométriques des terrasses alluviales ___________________________ 93

A/ Méthode de Wolman _____________________________________________________ 93

B/ les indices granulométriques _______________________________________________ 94

3.2.3 contribution des appareils glaciaires au régime hydrologique ___________________ 96

A/ traitement des données ___________________________________________________ 96

B/ Apports éventuels à la compréhension du comportement de la cryosphère en milieu

semi-aride 97

3.3 Acquisition des données et caractéristiques topographiques ______________________ 99

3.3.1 Etude des bassins versants et des cônes de déjection _________________________ 99

A/ Calcul des surfaces des bassins versants ____________________________________ 99

B/ Calcul des superficies pour les cônes de déjection ___________________________ 100

C/ correlation entre les variables morphométriques ______________________________ 101

3.3.3 utilisation de la morphométrie des glacirs rocheux ___________________________ 102

3.3.3 Choix de la méthode de datation _________________________________________ 105

A/ Une méthode de datation justifiée _______________________________________ 105

B/ principe de la méthode de datation par AMS 14

C ____________________________ 105

C/ Thermoluminescence et radionucléides cosmogéniques : des méthodes utilisables __ 107

Chapitre 4 _____________________________________________________________ 109

Le cours amont du Rio Elqui ______________________________________________ 109

4.1 Extension du modelé glaciaire ______________________________________________ 110

4.1.1 Le glacier El Tapado ____________________________________________________ 112

A/ Reconstruction des paramètres climatiques pour la période moderne 1920-1999 __ 113

B/ Reconstruction des paramètres paléoclimatiques ___________________________ 113

4.1.2 les glaciers rocheux ____________________________________________________ 116

A/ relation entre indices morphométriques et extension : resultats _______________ 119

B/ L’influence de l’orientation ______________________________________________ 119

Chapitre 7 | Table des matières 323

4.1.3 L’apport de la cryosphère au bilan hydrologique ____________________________ 120

A/ glaciers non couverts et glaciers rocheux ____________________________________ 120

B/ apport de le fonte de la couverture neigeuse _______________________________ 122

4.1.4 Les formes d’accumulation _____________________________________________ 124

A/ Les édifices morainiques _______________________________________________ 124

4.2 Les processus paraglaciaires _______________________________________________ 137

4.2.1 les actions proglaciaires de temps long ____________________________________ 137

A/ l’épandage proglaciaire _________________________________________________ 137

B/ les pseudo-auges __________________________________________________________ 139

4.2.2 Les action proglaciaires de temps court ____________________________________ 140

A/ Le système de terrasses alluviales de La Laguna _____________________________ 140

B/ La terrasse alluviale du Rio Toro ___________________________________________ 151

Chapitre 5 _____________________________________________________________ 157

Le cours moyen du Rio Elqui entre Juntas et Rivadavia _________________________ 157

5.1 Les formes et formations témoins de conditions passées ________________________ 158

5.1.1 Les cônes de déjection _________________________________________________ 158

A/ étroite corrélation avec leurs bassins versants ______________________________ 159

5.1.2 Le cône de déjection El Calvario __________________________________________ 165

A/ Analyse granulométrique _______________________________________________ 165

B/ hypothèse de mise en place _______________________________________________ 168

5.1.3 Les dépôts fluvio-lacustres ______________________________________________ 171

A / CHOIX des sites ________________________________________________________ 171

B/ Analyse et interprétation du site fluvio-lacustre n°1 __________________________ 173

C/ Analyse et interprétation du site fluvio-lacustre n°2 __________________________ 178

5.1.4 Datation de laterrasse fluvio-glaciaire de La Laguna __________________________ 184

A/ Datation de la terrasse de La Laguna ______________________________________ 184

B/ interprétation de mise en place __________________________________________ 186

5.1.5 Le « complexe de Juntas » ______________________________________________ 187

A/ Formes et dépôts torrentiels ____________________________________________ 189

B/ Formes et dépôts lacustre ______________________________________________ 189

C/Origine du dépôt lacustre « ancien » du complexe de Juntas _____________________ 193

5.2 Les dynamiques actives ______________________________________________________ 195

5.2.1 Les processus associés _________________________________________________ 195

A/ Les coulées de débris ou debris flows _____________________________________ 195

B/ Les coulées sèches ____________________________________________________ 199

D/ Les parois rocheuses ___________________________________________________ 203

Conclusion de la deuxième partie _________________________________________________ 207

Chapitre 7 | Table des matières 324

Troisième partie ____________________________________________________ 209

Chronologie des événements morphogènes Quaternaires de la haute cordillère de

l’Elqui ___________________________________________________________________ 209

Introduction de la troisième partie ________________________________________________ 209

Chapitre 6 _____________________________________________________________ 210

CALAGE ET MISE EN PERSPECTIVE DES RESULTATS ____________________________ 210

6.1 Reconstitution des événements _______________________________________________ 210

6.1.1 L’antériorité du dépôt « ancien » par rapport à l’obturation du Rio Turbio ________ 210

6.1.2 Une période favorable aux obturations (transition pléistocène-holocène) ________ 211

6.1.3 Un Ruissellement en tresse _____________________________________________ 213

6.1.4 La décharge de La Laguna durant l’holocène supérieur _______________________ 214

6.1.5 Les apports latéraux ___________________________________________________ 215

A/ Les cônes de déjection _________________________________________________ 215

B/ Les cônes d’éboulis et talus d’éboulis _____________________________________ 216

6.2 Confrontation des résultats obtenus avec la littérature actuelle __________________ 218

6.2.1 Résultats obtenus pour les Andes centrales du Chili____________________________ 218

A/ Résultats de la vallée Encierro ___________________________________________ 218

B/ Résultats de la cordillère De Dona Rosa ____________________________________ 220

6.2.2 Les résultats à l’échelle nationale et continentale _____________________________ 220

6.2.3 Comparaison du calendrier morphogène de la haute cordillère de l’Elqui avec la

littérature scientifique _______________________________________________________________ 222

A/ Les pulsations glaciaires ________________________________________________ 222

B/ Développement des cônes de déjection et des obturations ___________________ 222

C/ L’holocène supérieur __________________________________________________ 226

D/ Etude de l’histoire sédimentaire paraglaciaire et fluviale dans la vallée du Rio Turbio

(Pléistocène supérieur- Holocène inférieur) d’après (Riquelme et al., 2011) : entre complémentarité

et discussion 227

Chapitre 7 _____________________________________________________________ 238

Conclusion et perspectives _______________________________________________ 238

7.1 le cycle paraglaciaire dans la cordillère de l’Elqui __________________________________ 239

7.1.1 de la déglaciation au système paraglaciaire __________________________________ 239

7.1.2 deux phases disctinctes __________________________________________________ 241

7.2 variabilité climatique et adaptabilité ________________________________________ 242

7.2.1 impact du réchauffement climatique sur les régions semi-arides du Norte-Chico __ 243

A/ les variations d’origine naturelle ___________________________________________ 243

B/ Impact des ouvrages hydrauliques _________________________________________ 244

7.2.2 adaptation des pouvoirs publics __________________________________________ 246

Chapitre 7 | Table des matières 325

A/ une gouvernance adaptée ______________________________________________ 246

B/ Les propositions ______________________________________________________ 247

C/ l’intégration par la population au niveau local ______________________________ 248

7.3 Discussion et perspectives _________________________________________________ 249

7.3.1 Du local au global _____________________________________________________ 249

A/ Les milieux de haute montagne propices aux études Quaternaires _______________ 250

B/ Les limites de ce milieu ___________________________________________________ 251

7.3.2 Perspectives __________________________________________________________ 252

Conclusion générale _________________________________________________ 254

Table des figures ____________________________________________________ 258

Table des photographies _____________________________________________ 263

Table des tableaux __________________________________________________ 266

Bibliographie _______________________________________________________ 267

Annexes ___________________________________________________________ 286

Table des matières __________________________________________________ 320

Mots-clés : Norte-Chico ; climat semi-aride ; géomorphologie ; formes ; modelés ;

Quaternaire ; transit sédimentaire ; crises morphogéniques ; paléoenvironnements ; Chili.

________________________________________________________________________ 326

Keywords : Norte-Chico ; semi-arid climate ; geomorphology ; landforms ;

Quaternary ; sediment transport ; morphogenic crises ; paleoenvironments ; Chile. ____ 326

Evolution géomorphologique quaternaire de la haute vallée de l’Elqui

Résumé

Le Norte-Chico constitue une zone tampon ayant enregistrée les fluctuations climatiques quaternaires.

La fraîcheur des modelés et des formes présents dans la haute cordillère de l’Elqui, va nous permettre de tenter

d’expliquer le calendrier de mise en place des éléments du relief. Les indices de terrain nous permettent de

mettre en évidence un enchaînement de processus faisant intervenir la notion de relais et de zones tampons

dans le transit sédimentaire. Les crises morphogéniques à l’origine des formations de versant et de fond de

vallée actuellement visibles résultent d’une réponse plus ou moins directe de l’orogène Andin aux épisodes

climatiques ; par conséquent, les résultats obtenus sont confrontés aux résultats d’autres études et dans des sites

proches ou non de notre lieu d’étude afin d’apporter des exemples et des arguments aux hypothèses actuelles

sur l’évolution des conditions climatiques quaternaires du Norte-Chico. La complexité de la mise en place des

éléments du relief nécessite en premier lieu une explication des différentes phases orogéniques ainsi que des

évolutions morphoclimatiques ayant abouti à la mise en place des conditions actuelles. Ensuite, la

méthodologie nécessaire au travail de terrain et à l’obtention de résultats cohérents est définie et expliquée.

Une dernière partie est consacrée à la synthèse de l’enchaînement de mise en place des formations de fond de

vallée ; les résultats de cette étude sont également replacés dans un débat scientifique plus large permettant

d’appréhender les potentialités apportées par la géomorphologie dans l’étude des paléoenvironnements

quaternaires dans le Norte-Chico comme à l’échelle planétaire.

Mots-clés : Norte-Chico ; climat semi-aride ; géomorphologie ; formes ; modelés ; Quaternaire ; transit

sédimentaire ; crises morphogéniques ; paléoenvironnements ; Chili.

Quaternary geomorphological evolution of the high Elqui cordillera

Summary

Norte Chico is a buffer zone having registered Quaternary climatic fluctuations. The preservation of

landforms and relief present in the Elqui cordillera, make it a rich geomorphological study area, which may

provide answers to many of the assumptions Quaternary calendar climate of the region. Freshness and modeled

forms present in the high Andes of Elqui, coupled with the presence of datable organic matter, will allow us to

to explain the timing of implementation of the elements of relief. Field indices surveys allow us to highlight a

series of processes involving the notion of relay and buffer zones in the sediment transport. Morphogenic crises

originally training slope and valley floor currently visible result of a more or less direct answer of the Andean

orogen to climatic events, so the results are compared with the results of other studies and in sites close or not

our place of study to provide examples and arguments to current hypotheses on the evolution of the Quaternary

climatic Norte Chico and multiscale way. The complexity of the implementation of the relief units, requires

firstly an explanation of the different orogenic phases and developments morphoclimatic leading to the gradual

development of current conditions. Second, the methodology necessary fieldwork and consistent results is

defined and explained. A final section presents the synthesis of the series of training implementation valley

bottom; the results of this study are also viewed in a broader scientific debate to apprehend the potential

provided by the geomorphology in the Quaternary paleoenvironmental study of the Norte Chico as globally.

Keywords : Norte-Chico ; semi-arid climate ; geomorphology ; landforms ; Quaternary ; sediment transport ;

morphogenic crises ; paleoenvironments ; Chile.

UNIVERSITÉ PARIS-SORBONNE ÉCOLE DOCTORALE 7 : ED434 - Espaces, sociétés et aménagement

191, rue Saint Jacques 75005 Paris