Chapitre II. L’héritage tertiaire sur les plateaux et la mise en place du Mantaro
p. 47-64
Texte intégral
A) LES PLATEAUX ET LA QUESTION DE LA SURFACE DE LA PUNA
1) Les paysages
1L’horizontalité des paysages des Andes centrales a depuis longtemps été remarquée par les voyageurs, qu’ils soient géographes ou géologues. I. Bowman, parcourant les Andes péruviennes du Sud, notait que les plateaux s’y trouvent à des altitudes assez constantes entre 4000 et 4500 m, dans l’étage de la steppe à graminées de la « puna ». Il baptisa de ce nom la surface tangente aux croupes sommitales modelées dans un matériel paléozoïque et mésozoïque. Après Bowman d’autres auteurs, Mac Laughlin (105) dans les Andes autour de Junin, Jenks près d’Arequipa, Ahlfeld et Branisa (1) en Bolivie, Dresch (42) dans une étude d’ensemble des Andes péruano-boliviennes, reprirent ce terme de « surface de la puna ». Les uns et les autres décrivent des paysages de régions fort différentes, situées à plusieurs centaines, sinon milliers de kilomètres de distance et, à l’exception de Mac Laughlin, aucun de ces auteurs n’essaye d’en analyser la genèse. La surface de la puna reste ainsi plus célèbre que connue.
2La physionomie des plateaux du centre diffère selon la lithologie et le style des plissements du socle et de la couverture. Sauf dans les grandes vallées, les dénivellations sont modestes : de l’ordre de quelques centaines de mètres au maximum.
3Dans le Paléozoïque à l’Est de Huancayo, entre la bordure orientale flexurée du bassin et la Cordillère du Huaytapallana, les croupes sommitales, convexes, sont modelées dans les rhyolites, les grès et les schistes. Parfois une coulée plus dure, un dyke ou un banc de quartzites donnent un ressaut ou forment une barre rocheuse de quelques dizaines de mètres à cent mètres au-dessus du moutonnement du plateau. Les racines des plis secondaires se remarquent dans le paysage à la teinte plus claire des roches, à la disposition rubannée des affleurements et à la présence de petites crêtes d’une amplitude limitée. Avec des différences locales ce type de paysage se retrouve dans les volumes primaires jusqu’à Cerro de Pasco, entre 4100 à 4400 m. Mais si la ligne des crêtes et le sommet des croupes paraissent bien correspondre à un ancien niveau d’érosion dégradé, l’entaille des vallées et le développement des versants ont réduit à l’état de vestiges les témoignages topographiques d’une ancienne pénéplaine. Les dépôts corrélatifs de son érosion ont disparu, balayés par l’érosion.
4Les plateaux développés dans les séries mésozoïques montrent des plis érodés et aplanis. Lorsque les calcaires affleurent, le paysage est celui d’un causse : lapiés taraudant les bancs, dolines et petits poljés partiellement structuraux. Au pied des corniches, des talus périglaciaires, datant des périodes plus froides du Quaternaire, adoucissent la ligne générale des versants et sont couverts par la végétation jaunie de la steppe d’altitude. Les grès à ciment siliceux, durs, forment des barres au flanc des versants tandis que les pentes douces caractérisent souvent les affleurements des grès tendres, des marnes et des schistes. Comme dans les chaînons de la Cordillère Occidentale, l’érosion différentielle a joué à l’échelle du banc, elle a creusé les séries tendres et mis en relief les couches plus dures, mais à l’échelle des grands volumes rocheux les différences topographiques ne sont pas très marquées. Les plis dans le calcaire et les grès ont été également érodés, mais sans que les uns soient davantage mis en relief par rapport aux autres. Les altitudes des sommets des croupes varient de 4000 à 4400 m.
2) Les descriptions des auteurs en différents secteurs des Andes
5Analysant les formes du relief autour de Junin, Mac Laughlin (105) essaye de déceler les étapes de la genèse de cette ou de ces surfaces. Cet auteur remarque « une pénéplanation tertiaire » aboutissant à la formation de lourdes croupes convexo-concaves, dominées par des « monadnocks » culminant à 300 m et plus au-dessus des plateaux ondulés. De larges vallées, évasées et peu profondes, creuseraient alors les plateaux. Cette « pénéplaine » serait celle de la « puna », décrite dans les Andes du Sud par Bowman dix années auparavant. Mac Laughlin indique qu’à cette phase d’érosion succède un soulèvement par failles et flexures de 3500 à 4500 m de commandement. Le soulèvement n’aurait pas été continu. Au cours d’un premier arrêt, un aplanissement, emboîté en contrebas de « la surface de la puna », se serait développé. Dans les Andes du centre l’exemple le plus remarquable serait celui de la « pampa de Junin ». Après une deuxième étape de surrection, un autre arrêt, plus bref que le premier, aurait permis l’adoucissement en berceau du fond des vallées creusées sur les deux flancs des Andes (stade « chacra » de Mac Laughlin). Enfin la dernière phase du soulèvement aurait entraîné le creusement en gorges du bas des vallées (stade « canon »), quelques replats étant conservés au-dessus de l’entaille.
6Ce premier essai de reconstitution de l’évolution des Andes est intéressant. Mac Laughlin a eu le mérite de signaler l’aspect de « pénéplaine » ondulée de la puna dans les Andes centrales ; il attire également l’attention sur les replats suspendus au-dessus des gorges dans la partie moyenne des profondes vallées des flancs amazonien et pacifique. Il a marqué la littérature géographique péruvienne pendant une quarantaine d’années ; cependant ce géologue minier, influencé par les idées cycliques de Davis, n’indique pas comment les « monadnocks » auraient été dégagés par l’érosion et mis en relief. L’explication de la formation de la « pampa de Junin » qui serait un aplanissement emboîté dans la « surface de la puna » ne s’avère guère satisfaisante, aucune preuve tant géologique que topographique ne venant appuyer cette hypothèse.
7Bien que l’expression de « surface de la puna » soit mentionnée dans la plupart des publications géologiques ou morphologiques portant sur les Andes péruviennes et boliviennes, son explication n’a guère avancé depuis la description qu’en fait Bowman dans son ouvrage pionnier (13).
8En Bolivie, Ahlfeld et Branisa (1) et, ultérieurement, Dresch (42), montrent bien l’extension d’un relief de plateaux ondulés, qui, au Sud du 17e parallèle, s’abaissent graduellement d’Ouest en Est. La « surface d’érosion » tranche les plateaux modelés dans les volumes paléozoïques et mésozoïques (racines des plis pincés dans le Primaire) ; des reliefs résiduels, rubannés, signalent l’affleurement des bancs durs (quartzites et séries de rhyolithes) et confèrent au modelé une morphologie « appalachienne ». Des stocks isolés indiquent la présence d’un volume intrusif résistant. En contrebas de cette surface majeure on remarque des aplanissements locaux, en glacis, en bordure de l’altiplano. Dresch les signale près d’Oruro, Newell (109) dans la région de Puno (près du lac Arapa) où des glacis de deux à trois kilomètres de longueur entaillent des schistes plissés.
9Au Pérou, dans les Andes du Sud, les épanchements de laves fossilisent la surface de la puna, atténuent les irrégularités de son relief et contribuent à maintenir l’horizontalité des plateaux.
10Ces surfaces, plus ou moins planes, se retrouvent, souvent ployées ou basculées en bordure des dépressions et sur les flancs du grand voussoir andin. Ainsi le batholite pacifique dans le Sud apparaît tranché par des aplanissements. Jenks (90), étudiant la géologie de la région d’Arequipa, y voit deux phases d’aplanissements ; les témoignages de la plus ancienne sont constitués par l’altitude régulière des lignes de crêtes. La seconde est marquée par l’existence d’un pédiment entaillant le batholite à Laderas, près du rio Vitor. Entre Moquegua et Arequipa, comme entre Camana et Acari, les granites (au sens large), pénéplanés, sont recouverts par des laves et des tufs volcaniques quaternaires. La surface de discordance n’apparaît souvent qu’au flanc des vallées. On peut relever localement, sur la surface de discordance, des sols d’altération, des arènes et quelques argiles (illites et montmorillonites au Nord de Moquegua). Otto Welter (162), au-dessus de Camana, a trouvé, sur la surface plombée par les laves qui monte très régulièrement de 800 à 3400 m, des restes de coquillage et des dépôts de Tripoli contenant des diatomées analogues à celles de la formation Pisco. Ces dépôts seraient corrélatifs d’une abrasion marine retouchant des aplanissements terrestres du Miocène. La surface d’érosion aurait ensuite été soulevée, puis recouverte par les laves avant que ne se produise l’entaille des vallées côtières liée à une surrection récente, quaternaire.
11A la latitude de Lima, les témoignages d’un aplanissement sont moins nets que dans le Sud et plus difficiles à dater. Ainsi sur le versant occidental des Andes, quand le batholite est recouvert par des laves de la fin du Tertiaire, ce qui n’est pas très fréquent, on remarque que les coulées et les cendres rhyolithiques, rouges ou claires, moulent une surface ondulée. C’est le cas par exemple dans la haute vallée de Tinaja et le long de la route de Lima à Huarochiri. Malheureusement les dépôts de pente qui couvrent les versants à ces altitudes comprises entre 2800 et 3000 m rendent difficiles l’observation du contact. Toujours dans la région de Lima, dans les secteurs d’interfluves entre les grandes artères de drainage, des têtes de vallons, très évasés sont suspendues au-dessus de l’entaille vigoureuse en V des vallées désertiques. Ces hauts vallons, aux pentes adoucies, sont à peine enfoncés entre les lignes de crête. Ils sont empâtés d’arènes de désagrégation assez peu argileuses d’où l’on parvient difficilement à extraire des illites et de la montmorillonite (près du col de Huachoc, entre les vallées du Chillon et du Chancay à 1300 m). Il faut également noter la régularité des lignes des crêtes (gipfelflür ?) qui s’inclinent par une pente de 4 à 6°, des Andes vers le piémont pacifique.
12Sur le versant occidental de la Cordillère Noire, Pieyre (remarques inédites) observe que les épanchements rhyolites recouvrent une ou deux surfaces d’aplanissements se recoupant selon des angles très faibles, dominées par des reliefs résiduels également ennoyés sous les laves.
13Ainsi en divers points des Andes, séparés les uns des autres par plusieurs centaines de kilomètres, on peut noter l’existence d’un relief usé, plus ou moins parfaitement aplani, antérieur au grand soulèvement andin et qui est localement recouvert par des laves et des cendres de la fin du Tertiaire et du Quaternaire.
3) Essai d’analyse de la « surface de la puna » des plateaux du centre du Pérou
a) LA RECHERCHE DES DÉPÔTS CORRÉLATIFS.
14A la surface de ces plateaux bosselés, les processus d’érosion spécifiques des différentes phases climatiques du Quaternaire ont nettoyé ou remanié les dépôts corrélatifs éventuels qui pourraient faciliter la compréhension de la « surface de la puna ». Ainsi un sol rouge, argilolimoneux, tapisse les bords d’une doline en entonnoir creusée dans un « poljé » du causse de Juni à 4100 m d’altitude. Les argiles représentées sont des illites mélangées d’un peu de kaolinite (analyse faite au Laboratoire de géologie de l’Université de Strasbourg) ; elles emballent des chailles, concrétions siliceuses de quelques millimètres couvertes d’un vernis noir ferromagnésien. La rubéfaction, comme dans les autres sols oranges et rouges des plateaux, provient de la cristallisation de l’hématite (analyse effectuée au Laboratoire de géochimie de Nancy). Cette formation rubéfiée est analogue à celle des sols d’altération interglaciaire des plateaux de la puna (cf. le modelé quaternaire des Andes centrales). La seule différence notée est liée à un plus fort pourcentage de la fraction très fine inférieure à 0,250 microns qui représente 60 % du poids de la fraction fine (moins de 40 microns) de l’échantillon récolté sur les bords de la doline tandis que sur les sols rouges des pentes, datant des interglaciaires, cette fraction très fine est toujours inférieure à 40 %.
15Dans le bassin d’Acolla, au Nord de Jauja, des argiles ayant ruisselé des versants au moment du dépôt des couches lacustres « Jauja » (cf. le bassin de Huancayo, p. 150) sont également rubéfiées. L’analyse aux rayons X et l’analyse thermique différentielle (Laboratoire de l’Institut de géographie de Paris) montrent que les argiles sont des illites mélangées d’un peu de kaolinite. Ces sédiments ne sont pas fondamentalement différents de ceux des sols élaborés au cours des interglaciaires ; ils indiquent l’existence, probablement à la fin du Tertiaire, d’un climat caractérisé par l’alternance d’une saison des pluies et d’une saison sèche, assez chaude et bien ensoleillée. Mais aucune preuve et aucun indice ne permettent de les considérer comme des dépôts corrélatifs de la formation de la « pénéplaine » de la puna.
16Il en est de même pour les silicifications observées sur certains bancs gréseux. A la surface de grès, des plaques brunes de quelques millimètres à un centimètre d’épaisseur sont constituées par des imprégnations de silice colorée en brun par oxydes de fer qui traduisent un encroûtement siliceux dans un milieu à la fois assez chaud et relativement humide alternant avec des phases ou des saisons sèches. Mais ce type d’encroûtement se retrouve également sur des blocs erratiques gréseux des moraines de la plus ancienne glaciation, entre Corpacancha et Conocancha. Il a dû se former au cours de l’interglaciaire séparant l’ancienne glaciation des glaciations plus récentes. Il n’est donc pas significatif d’une phase préquaternaire.
17Des placages de conglomérats, à galets calcaires bien roulés, emballés dans une matrice limoneuse rouge contenant des sables usés issus de la désagrégation des grès du Crétacé inférieur, jalonnent les plateaux entre Chongos bajo et Ingahuasi situés à 4100 m et au SW de Huancayo. Ces conglomérats sont consolidés par un ciment calcaire à petits grains de calcite non orientés et de plus gros cristaux de calcite secondaire remplissent les vacuoles. Ces dépôts signalent le cours d’une ancienne rivière, charriant des galets d’une dizaine de centimètres, dans un milieu où les calcaires n’étaient guère dissous, avant le soulèvement des plateaux et l’enfoncement du Mantaro. En effet, si ces conglomérats, dont l’épaisseur maximale n’est guère supérieure à un mètre, se suivent difficilement sur le terrain, on remarque qu’ils épousent certaines ondulations des plateaux. Leur conservation indique également que l’érosion n’a pas été très vigoureuse après leur mise en place.
18Ces différents dépôts, témoignages de diverses phases d’érosion, et dont certains éléments peuvent être antérieurs au Quaternaire, n’ont pas de signification précise concernant l’élaboration de « la surface de la puna » ; ils montrent qu’un climat, probablement assez proche de celui qui a dû régner pendant le grand interglaciaire séparant la première glaciation de celles plus récentes, affectait les plateaux andins avant ou au début du dépôt des couches fluviolacustres « Jauja ». Ils n’aident malheureusement pas à la compréhension de la genèse de la « surface tertiaire ».
b) L’INTERPRÉTATION DES DISCORDANCES STRATIGRAPHIQUES.
19Dans les Andes centrales, les enseignements que peuvent donner les discordances ne sont guère plus convaincants que ceux apportés par les dépôts. En effet, d’une part sur les plateaux où les marques topographiques de la « pénéplaine » de la puna sont les mieux conservées, les séries tertiaires sont absentes. D’autre part, quand des discordances stratigraphiques s’observent entre les couches tertiaires, les aplanissements tronquant ces couches n’ont pas de signification générale. Cependant quelques indications sont fournies par la stratigraphie du Tertiaire (cf. infra, le matériel rocheux, p. 33).
20Les « Capas rojas », on le sait, sont inégalement discordantes sur les calcaires du Crétacé ; les reliefs émergeant entre les cuvettes de sédimentation pouvaient être vigoureusement érodés comme en témoignent les lentilles de conglomérats fluviatiles et le matériel torrentiel interstratifié dans les pélites rouges et les grès fins. Après le dépôt des « couches rouges », on assiste à des mouvements tectoniques locaux suivis d’érosion comme l’indique la discordance entre les « Capas rojas » et la « série bigarrée volcanique » près du lac Tuctococha (route de la Viuda à Huaron). « Capas rojas » et « série bigarrée » ont été aplanies localement après une phase de plissement reprenant ces deux formations, puis recouvertes ensuite par les laves qui occupent une partie de la cuvette de Chuqui (au Nord du Mishipanahui).
21Ces quelques données, récoltées à l’Ouest du Mantaro et à proximité de la Cordillère Occidentale, montrent que dans ce secteur, au cours du Tertiaire, la tectonique et, corrélativement, l’érosion ont été actives. Cependant ces renseignements n’expliquent pas l’extension assez générale d’une surface d’érosion sur les plateaux andins où affleurent les séries primaires et secondaires.
c) LA SIGNIFICATION MORPHOLOGIQUE DES RELIEFS CULMINANT AU-DESSUS DE LA « PUNA ».
22Les plateaux sont surmontés de sommets ; les uns, modestes, n’ont que quelques centaines de mètres d’altitude relative ; les autres, imposants, sont de somptueux massifs englacés dépassant de mille à deux mille mètres la puna. Les problèmes concernant leur genèse sont, semble-t-il, différents.
— Les reliefs d’altitude modeste.
23Dans cette catégorie il faut inclure les « stocks » tertiaires.
24L’un des plus importants dans les Andes du centre est le Mishipanahui qui, au Nord du lac de Marcapomacocha, s’élève à 5200 m. Il est formé par une masse de gabbro passant à des diorites quartzifères et à une enveloppe composée de roches à deux temps de consolidation. Le Mishipanahui est bordé au Nord et au NW de laves volcaniques de la fin du Tertiaire (cuvette de Chuqui) qui ne sont pas plissées. Il est en intrusion dans les « Capas rojas », mais l’abondance des dépôts morainiques ne permet pas une étude précise du contact. La date de la mise en place du Mishipanahui est incertaine ; d’après les hypothèses des géologues miniers, il serait miocène. Il reste à déterminer s’il a été mis en relief par l’érosion différentielle, déblayant autour de lui les roches plus tendres ou bien s’il est « monté » comme une grosse aiguille volcanique.
25Si la première hypothèse est adoptée, il faut admettre le déblayage de six à sept cents mètres de roches tendres au minimum et, ceci avant la mise en place des laves de la fin du Tertiaire qui sont discordantes sur la « série bigarrée » et les « Capas rojas ». Dans la seconde hypothèse, le Mishipanahui ne serait pas une intrusion au sens exact du terme. Le passage progressif, du cœur du massif à sa périphérie, de roches presque cristallines à des roches d’aspect volcanique, permet de penser que ce massif est volcanique. Même si l’érosion et, en dernier lieu, l’érosion glaciaire, a dégagé le Mishipanahui d’une partie des roches l’entourant, en déblayant notamment une série d’ombilics occupés par des lacs (Yanacocha, Antacoto et Marcapomacocha), il paraît difficile de considérer le Mishipanahui comme un relief résiduel dominant la puna. Il est en effet probable qu’il s’agit d’un relief volcanique qui a toujours émergé au-dessus des « Capas rojas ». Il n’en est pas de même dans le cas du stock de Huaron, où les micromontzonites qui en constituent le cœur n’affleurent pas et où le « Corpus » (sommet dominant la mine) est formé de roches métamorphiques, minéralisées, dégagées des « Capas rojas ».
26Le Huacravilca est un sommet isolé qui se dresse à 600 m au-dessus des plateaux dans la région de Cercapuquio, au SW de Huancayo. Il émerge au-dessus de calcaires du Trias métamorphisés localement en marbres. L’auréole métamorphisée est plus résistante à la gélivation que les roches porphyroïdes du Huacravilca ; elle dessine un fer à cheval autour du stock qui s’arénise en surface. La question posée pour le Mishipanahui se pose également pour le Huacravilca : forme volcanique de surface ou bien relief résiduel ; il est fort possible que, comme peut-être dans le cas précédent, il soit l’une et l’autre, mais sans que l’on puisse évaluer quelle est la part due à l’érosion différentielle dans la mise en valeur de ce relief.
27Les données du problème apparaissent un peu différentes dans le cas des reliefs orientés qui se dressent au-dessus des plateaux, modelés dans les volumes paléozoïques et découpés en lanières par les profondes vallées qui s’encaissent dans le flanc oriental des Andes. Il semble qu’il s’agisse, en première approximation, des témoins d’un relief appalachien très dégradé par l’érosion de la fin du Tertiaire et du Quaternaire consécutive au grand soulèvement andin. Cependant l’analyse de la Cordillère du Huaytapallana qui culmine à 5500 m à l’Est de Huancayo montre que la genèse de ce relief n’apparaît pas nettement sur le terrain.
28Les sommets, couverts de glaciers, s’alignent sur une vingtaine de kilomètres, du SSE au NNW. Ils sont formés de gneiss, de granites et de schistes très durs, métamorphiques, du Paléozoïque inférieur. Ces séries sont redressées à la verticale. La structure et la pétrographie sont favorables à la mise en relief de cette barre rocheuse et à sa conservation. Cependant sur la bordure occidentale de cette cordillère, au pied des glaciers, une zone fracturée longe la chaîne. Elle est large de plusieurs centaines de mètres et de très abondantes venues hydrothermales altèrent les roches. Un sillon, déblayé par les glaciers, en contrebas de la Cordillère, souligne topographiquement cette bande fracturée et altérée, peu résistante.
29Ainsi on dispose pour expliquer la mise en relief de la Cordillère du Huaytapallana à la fois d’arguments lithologiques (bancs résistants redressés à la verticale) et d’arguments tectoniques (présence de failles). Tant que des cartes topographiques et géologiques précises n’auront pas été dressées dans ce secteur, il sera difficile de savoir dans quelle mesure la Cordillère du Huaytapallana a été dégagée par l’érosion différentielle et dans quelle mesure elle est un horst (figure 10).
— Les grandes cordillères granitisées.
30En dehors du cadre strict de cette étude, les grandes cordillères plus ou moins granitiques, de la Cordillère Royale de Bolivie à celle de Vilcabamba dans les Andes du Cuzco et à la Cordillère Blanche, posent le même problème : — horst ou relief résiduel — ou horst et relief résiduel.
31Les auteurs, à la suite de Bowman, dans une vision rapide et grandiose des Andes, ont considéré ces grands massifs culminants à plus de 6000 m comme de somptueux reliefs résiduels dominant de 2000 m les plateaux de la puna. Plusieurs randonnées dans ces massifs et sur leurs bordures conduisent à une vue plus complexe de la morphogénèse de ces immenses montagnes.
32Les granodiorites de la Cordillère Royale bolivienne sont en intrusion dans les schistes dévoniens. Pour Ahlfeld et Branisa (1), ils seraient « tertiaires ». Ils sont très semblables pétrographiquement au batholite de la Cordillère Blanche étudié, dans sa partie méridionale par Egeler et de Booy (11 et 12). Les roches sont calcoalcalines et granodioritiques tandis qu’en général les batholites considérés comme Paléozoïques sont potassiques et calcosodiques. Cependant on trouve de nombreuses exceptions à cette règle. Topographiquement, les masses de granite forment les plus hauts sommets de la Cordillère Royale. L’érosion régressive des affluents du Béni a établi la limite de partage des eaux avec le bassin du lac Titicaca à l’Ouest, « en arrière » de l’alignement des batholites.

Fig. 10. — Coupes et profils montrant les plateaux du Mantaro et les témoins de la « surface de la puna » :
A : de part et d’autre du bassin de Huancayo ;
B : de la vallée du Mantaro, près de Huari à travers le causse de Juni, la vallée de Tarmabambo et celle de Ricran.
(1) Quaternaire récent et moyen ; (2) Quaternaire ancien ; (3) Capas rojas éogènes ; (4) Crétacé ; (5) Jurassique ; (G) Trias ; (7) Paléozoïque supérieur et lambeaux de Paléozoïque inférieur médiocrement différencié ; (8) Paléozoïque inférieur ; (9) granité et gneiss ; (10) témoins de la « surface de la puna ».
Ho = Huaneayo ; Hy = Huaytapallana ; M = Mantaro ; J = plateau de Juni ; T = Tarmatambo ; R = Ricran.
33Les granites sont mis en relief par rapport aux schistes dévoniens qui sont faiblement métamorphisés et peu plissés. Cependant l’ensemble de la Cordillère Royale, constitué de granites mais également de schistes, apparaît comme un voussoir dominant d’un côté l’altiplano du lac Titicaca, de l’autre le versant oriental des Andes, mais comme un voussoir où l’érosion différentielle a mis en valeur les roches plus dures, granitiques, en les dégageant des schistes encaissants.
34Ces granites des cordillères orientales boliviennes sont en relief au-dessus des plateaux aplanis de la puna et, dans le Sud du pays, des alignements de quartzites se dressent au-dessus des plateaux.
35La Cordillère Blanche est également formée de granites, de tonalites et de granodiorites qui sont en intrusion dans les quartzites et les grès durs du Crétacé inférieur et dans les rhyolites du Crétacé du moyen (Egeler et de Booy, 11 et 12). Les rhyolites, au Huartsan, les quartzites au Chacraraju et au Pucachirca constituent une partie des plus hauts sommets, alignés à l’Est de l’axe de la cordillère. Leurs formes acérées, leurs parois verticales les distinguent des reliefs plus lourds, culminant également à plus de 6000 m comme le Huascaran, le Hualcan et le Nevado Copa qui sont modelés dans les granodiorites. La grande pente courbe de la face occidentale du massif, qui est entaillée par les auges glaciaires s’ouvrant sur la vallée du Santa, peut être considérée comme le toit du pluton, au sens de Clans. Cependant l’observation plus attentive de la base de la paroi rocheuse lisse permet d’y remarquer la trace de frictions et des miroirs de faille très frais. Des failles normales, longitudinales, longent les deux bordures de la Cordillère. Certaines sont encore actives et dénivellent des moraines ; elles ont rejoué lors du grand tremblement de terre d’Ancash en 1945. On les voit près de Huari à l’Est de la Cordillère. Celle-ci se présente apparemment comme un horst. Horst complexe, où des étapes successives de soulèvement seraient à mettre en parallèle avec l’enfoncement de la dépression du Santa et le creusement du sillon du Marañon. Dans le fossé longitudinal du Santa, entre les blocs des Cordillères Blanche et Noire, un panneau arasé par l’érosion est conservé entre le batholite de la Cordillère Blanche et l’entaille récente au fond de laquelle coule le fleuve. Ce bas plateau est particulièrement net à l’Est de Huaras.
36L’observation des lisières des grandes montagnes andines permet presque toujours d’y découvrir des failles et des flexures. Depuis longtemps les descriptions géographiques les plus élémentaires des Andes péruviennes montrent un système montagneux avec les cordillères occidentales et orientales encadrant des plateaux centraux. Cette vision des reliefs andins est sommaire et parfois inexacte. On remarque néanmoins que si les hautes montagnes andines ne constituent pas toutes des reliefs orientés, continus de la frontière de l’Ecuador à celle de la Bolivie, les principaux sommets se trouvent généralement à proximité des flexures du voussoir andin et ils dominent des régions centrales où les plateaux sont creusés de sillons et de bassins. Il y a donc un style structural de la montagne andine péruvienne caractérisé par le paroxysme du soulèvement le long de deux axes et un secteur médian, longitudinal, plus déprimé.
37C’est l’étude de la tectonique des grands massifs plus que l’explication faisant intervenir une érosion puissante déblayant une tranche de matériel épaisse de deux mille mètres qui devrait permettre la compréhension de la morphogénèse des grandes cordillères. L’étude de la mise en place des masses granodioritiques de la fin du Crétacé ou du début du Tertiaire, qui semblent monter comme d’immenses diapirs dans la chaîne andine apporterait sûrement des éléments d’explication.
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38Aucun dépôt corrélatif, aucune discordance stratigraphique, aucun relief culminant au-dessus des plateaux ne permettent d’analyser avec précision la genèse de la surface de la puna, tout au moins sur les plateaux autour de Junin et du bassin de Huancayo. Et pourtant les plis de la couverture mésozoïque comme les volumes paléozoïques ont été rabotés par l’érosion. Mais le profil des longs versants des plateaux, du sommet des croupes aux creux empâtés par les moraines ou les dépôts de solifluction ne peut pas servir d’élément d’explication au modelé de la surface de la puna ; en effet il est hérité des périodes plus froides et humides du Quaternaire.
39Quelques remarques peuvent cependant être présentées. Cette « pénéplanation » s’est faite avant le soulèvement, mais il n’est pas impossible qu’elle se soit localement poursuivie au moment où les Cordillères occidentales se mettaient en place. Elle était achevée lors de l’enfoncement des cuvettes intra-andines des Andes centrales : le panneau flexuré qui constitue la bordure orientale, paléozoïque, du bassin de Huancayo en témoigne ; il en est de même pour les plateaux déprimés mais aplanis du Sud du bassin, entre la sortie du Mantaro et Pucara.
40Quand, dans le Sud du Pérou, les laves de la fin du Tertiaire ou du début du Quaternaire recouvrent en discordance la « surface de la puna », on remarque qu’elles ennoient un relief de collines et de vallons évasés. En revanche, à l’Ouest des Andes, dans le Sud du pays, l’abrasion marine a parfait l’action de l’érosion terrestre (Otto Welter, 162). De même des pédiments se sont développés en bordure des batholites d’Arequipa, en contrebas des croupes granitiques dont la surface sommitale pourrait correspondre à l’aplanissement de la « puna » ; des glacis ont été modelés en lisière de l’altiplano péruanobolivien, à quelques centaines de mètres en dessous des plateaux de la puna.
41Si l’aplanissement principal semble s’être produit après le dépôt des couches rouges éogènes et avant la grande phase tectonique (mouvements tangentiels et gonflement des Andes) de la fin du Tertiaire, il ne faut pas oublier qu’à la suite de l’orogénèse laramienne contribuant à la formation de dômes et de cuvettes, l’érosion a attaqué les reliefs continentaux, tandis que les cuvettes se remplissaient de sédiments détritiques. On observe que les grandes accumulations de matériel dans la plaine amazonienne subsidente ont été limitées après le dépôt des couches rouges.
42La formation de la « surface de la puna » serait due à un système d’érosion ne mettant pas en valeur les calcaires par rapport aux grès ou vice et versa, s’exerçant sur des reliefs d’altitude modeste, pendant les périodes tectoniquement les plus calmes du Tertiaire. L’étude de cette surface dans les Andes en Bolivie, autour de l’altipiano, permettrait d’apporter de meilleurs indices pour expliquer sa formation que celle dans les Andes dans le bassin supérieur du Mantaro. En effet en Bolivie la surface est mieux conservée, la topographie des plateaux est plus plane qu’autour de Junin ou de Huancayo où la surface de la puna apparaît plus dans la ligne générale des horizons que dans l’observation de détail du relief des plateaux.
B) LA MISE EN PLACE DU RESEAU HYDROGRAPHIQUE DU MANTARO
43Le tracé du cours supérieur du Mantaro reflète l’influence d’un certain type de structure caractéristique des régions centrales des Andes péruviennes. La rivière, en amont de Huancayo, coule dans une large gouttière longitudinale entre les chaînons orientés de la Cordillère Occidentale et les massifs et bourrelets orientaux. Cette gouttière est elle-même marquée par des accidents variés qui perturbent la relative simplicité de l’ensemble.
1) Quelques exemples de dépressions longitudinales des Andes péruviennes
44L’altiplano péruano-bolivien est une cuvette partiellement remblayée et accidentée de chaînons et de fossés secondaires. Newel (109) y voit une série de chevauchements se faisant face, d’Ouest à l’Est, et plongeant vers le centre de la cuvette qui serait comme aspiré par succion vers le bas, en quelque sorte comme dans le schéma de Grigg. Heim conteste cette hypothèse et décrit l’altiplano comme une cuvette de type classique, avec des flexures bordières et un graben médian, occupé par les eaux du lac Titicaca ; dans la cuvette se sont accumulés au cours du Tertiaire des dépôts pélitiques, des conglomérats, du matériel volcanique et dernièrement des alluvions fluviatiles, lacustres et des évaporites. Des observations faites sur le terrain montrent l’existence de failles de chevauchement, mais il paraît hasardeux de faire intervenir des charriages pour expliquer la superposition anormale des couches dans la région de Puno.
45La succession des bassins, disposés comme les perles d’un collier, entre Cuzco et Sicuani, est liée à des failles, à des décrochements, à des décollements de la couverture mésozoïque sur le Paléozoïque ; ces accidents sont en outre compliqués et masqués partiellement par le giclement des couches rouges plastiques, que l’érosion déblaie facilement. Audebaud devrait préciser ces structures extrêmement complexes. Au Nord de Cuzco, le changement de direction de la bordure orientale des Andes, passant du NNW à l’WNW, a provoqué un déchirement de la couverture, marqué par le bassin d’Anta.
46La cuvette d’Ayacucho-Huanta est la dépression la plus basse des Andes centrales. Il s’agit, semble-t-il, d’un panneau dissymétrique, déprimé, bordé à l’Est par un plan de faille normal le long du bloc paléozoïque. Le bassin est fermé au Nord par le « horst » que contourne le Mantaro dans sa première boucle. Il est rempli de dépôts volcaniques, qui se sont souvent sédimentés dans des lacs.
47Ce système de dépression longitudinale peut se dédoubler : ainsi le Santa supérieur coule dans un compartiment affaissé entre les Cordillères Blanche et Noire, tandis qu’au centre des Andes se creuse le sillon du Marañon. La vallée du haut Marañon, longue de 370 km est l’un des accidents majeurs des Andes péruviennes. Wilson en analyse la tectonique (les résultats de ses recherches ne sont pas encore publiés). En première approximation, la vallée du Marañon s’est installée dans un paquet de la voûte andine effondré en coin puis resserré entre les deux mâchoires du fossé. Il est possible qu’il y ait eu le rejet d’accidents longitudinaux plus anciens affectant le géanticlinal paléozoïque. La rivière, adaptée à cette structure, est fréquemment inadaptée dans le détail et recoupe des structures mineures.
2) Le haut Mantaro
48Le cours du Mantaro est moins encaissé que ne l’est celui du Marañon et son tracé n’est pas aussi rectiligne. La gouttière centrale, à la latitude de la Oroya, est dissymétrique. La dissymétrie se note à la longueur des affluents. Ceux de l’Ouest sont, en moyenne, trois fois plus longs que ceux de l’Est. Il faut cependant remarquer que les plateaux situés sur la rive gauche du Mantaro, entre Junin et la Oroya, sont souvent karstiques, tandis que ceux de la rive droite drainent les secteurs où affleurent les « Capas rojas » et les cendres et laves qui sont, dans l’ensemble, plus imperméables. Mais la disposition en gouttière est extrêmement perturbée dans le détail. En plus des bassins étendus comme ceux de Junin et de Huancayo, des secteurs déprimés, secondaires, traduisent des affaissements localisés comme entre Corpacancha et Conocancha ou dans la pampa d’Ingahuasi au SW de Huancayo. Des décrochements dans l’axe des plis, de direction Est-Ouest près de Jauja, recoupent les accidents majeurs SSE-NNW, direction générale de la vallée du Mantaro (figure 11).
a) LA PAMPA DE JUNIN.
49La pampa de Junin est bordée à l’Ouest et au NW de séries secondaires, calcaires et grès, plissés et failles. Tantôt les couches plongent sous la pampa de Junin, tantôt elles sont redressées à la verticale ou même déversées. Les axes anticlinaux sont affectés par des ensellements et des décrochements comme celui emprunté par le Mantaro à sa sortie de la pampa. Plus au NW, les ignimbrites de la « forêt de pierre », étalées en lisière de l’altiplano, forment un plateau bordé de tours et de pinacles. Au NNW, la pampa est fermée par les plissements des calcaires de Jumasha. Au Nord, le « nœud de Pasco » n’a pas l’importance que lui attribuent beaucoup de cartes ; c’est un bombement paléozoïque assez allongé, où des lambeaux de mésozoïque sont conservés dans des synclinaux faillés et pincés (Jenks, 91). La lisière orientale de la pampa est sous l’influence directe de l’anticlinorium paléozoïque qui affleure plus à l’Est.
50La diversité des bordures de la pampa de Junin ne facilite pas l’explication de la genèse de cette haute plaine, faiblement déprimée (de 200 à 400 m) dans les plateaux et qui a été remblayée au Quaternaire par des moraines, des dépôts fluvioglaciaires et lacustres. Il paraît difficile d’envisager l’hypothèse esquissée par Mac Laughlin (105) d’un aplanissement local, en contrebas de la « surface de la puna », qui aurait été formé au cours d’un arrêt dans le soulèvement. On voit mal comment auraient été évacuées les séries érodées. L’hypothèse de l’évidement d’un volume tendre, de « Capas rojas » par exemple, est également difficile à soutenir. D’une part il ne subsiste pas de témoins de « Capas rojas », sinon au Nord de la pampa, dans la cuvette fermée en aval par les calcaires de Jumasha. De l’autre il faudrait alors expliquer comment des « Capas rojas » auraient été nettoyées à Junin alors qu’elles sont conservées dans des positions plus élevées, culminantes, entre Huaron et la Viuda, dans des régions où l’érosion est plus vigoureuse.
51Harrison (74) considère que la dépression est tectonique, sans fournir d’autres précisions. Il convient de signaler qu’aucun escarpement de faille important n’est relevé en bordure de la pampa de Junin ; ceci ne signifie pas que les failles soient absentes.
52L’absence d’étude tectonique sur les rapports entre le socle et la couverture rend aventureuse toute explication. On peut imaginer que les plissements de la couverture et son soulèvement ont entraîné des déchirures faisant apparaître le socle. Il est également possible de penser qu’à la fin du soulèvement des Andes un léger et progressif affaissement du toit du voussoir aurait provoqué la formation de la dépression de Junin. Il serait souhaitable de savoir à quelle profondeur se trouve le lit rocheux sous les remblaiements quaternaires et quelle en est la nature.

Fig. 11 (ci-contre). — Croquis des héritages tertiaires dans le bassin supérieur du Mantaro.
(1) plateau où la surface de la puna est bien conservée ; (2) secteurs où la « surface » de la puna est très dégradée, réduite à l’état de lanières et où le relief présente localement une disposition rubannée de « style appalachien » ; (3) secteurs de la couverture mésozoïque où dominent les formes structurales (cuestas) ; (4) cuvettes où sont entassées les séries tertiaires (couches rouges et laves de la série bigarrée) ; (5) épanchements rhyolitiques de la fin du Tertiaire ; (6) bassins au fond tapissé de dépôts quaternaires ; (7) chaînons orientés et chaînons présentant un escarpement tourné au ne ; (8) secteur violemment plissé et comprimé de la vallée du Mantaro en aval de la Oroya ; (9) faille ou flexure ; (10) montée intrusive tertiaire ; (11) pendages de certaines couches déterminant les reliefs structuraux.
CP = Cerro de Pasco ; H = Huaron ; Ju = Junin ; Pu = Puyanca ; V = Viuda ; M = Mishipanahui ; C = Corpacancha ; T = Tarma ; La O = La Oroya ; Ti = Ticlio ; Ji = Juni ; Ja = Jauja ; Hy = cordillère du Huaytapallana ; Hyo = Huancayo.
b) LE MANTARO DE L’ALTIPLANO DE JUNIN AU BASSIN DE HUANCAYO.
53Le Mantaro sert de déversoir au lac de Junin en empruntant un abaissement d’axe anticlinal. Actuellement le Sud de l’altiplano est obturé par une moraine terminale poussée par un glacier issu des hauteurs de l’Est, d’où la formation d’un seuil commandant l’accès à la vallée du Tilarnioc. L’ampleur de cette vallée contraste avec la minceur du ruisseau qui la parcourt. Cette vallée a-t-elle été, à un moment de son histoire, empruntée par le Mantaro ?
54Actuellement le Mantaro, de sa sortie de Junin au bassin de Jauja s’oriente au SSE et descend d’environ 600 m en 140 km. La vallée se creuse d’abord au pied des plateaux mésozoïques, à la limite de la cuvette de Chuqui qui est remplie de « Capas rojas » et de laves de la fin du Tertiaire. Elle recoupe l’extrémité des plis et tranche en biseau de petits anticlinaux. Elle se loge ensuite à l’Est du compartiment déprimé de Corpacancha, léchant l’escarpement de faille oriental qui recoupe le Paléozoïque et sa couverture. Entre le compartiment de Corpacancha et la confluence du Tilarnioc, le tracé du Mantaro est apparemment plus difficile à expliquer : il coupe le môle paléozoïque de Malpaso, qui est très fracturé, mais où aucune faille majeure ne paraît susceptible de guider la rivière. Faut-il alors admettre que le Mantaro se soit installé dans une gouttière dont l’existence n’apparaît pas sur le terrain et que l’absence de carte ne permet pas de déceler ?
55De part et d’autre de la Oroya, le Mantaro a un tracé rectiligne sur une soixantaine de kilomètres, ce qui n’exclut pas des coudes à l’échelle du kilomètre. De Paccha à Parco, la rivière a creusé sa vallée ou, plus exactement, s’est installée dans une zone de plissements violents ployant la formation « Chulec », et qui correspond à un coin effondré, ultérieurement comprimé contre le môle de Juni. La rivière utilise les décrochements de plis et les torsions dans les couches qui affectent le Mantaro dont le tracé de détail est coudé, surtout près de la Oroya. La vallée s’ouvre plus largement près de Huari quand affleurent les « Capas rojas ». Il faut noter que le Mantaro ne s’est pas installé dans cette longue bande remplie de « couches rouges » qui se trouve à l’Ouest de la vallée. Il se loge essentiellement dans les séries mésozoïques. Quand il coule dans les grès du Crétacé inférieur et les calcaires du Jurassique en aval de Huari, sa vallée s’encaisse entre des versants redressés, accidentés de ressauts correspondant aux couches résistantes ; l’encaissement du plateau à la rivière atteint jusqu’à 600 m.
56De délicats problèmes se posent pour expliquer le tracé de la rivière avant son entrée dans le bassin de Jauja Huancayo. Le Mantaro a-t-il emprunté, à un moment de son histoire, le secteur déprimé qui s’étend à l’Ouest des plateaux de Llachapampa et qui prolonge le sillon des « Capas rojas » et la zone broyée du Sud de Huari ? Actuellement la région en contrebas des plateaux calcaires est drainée par les rios Jarpa et Cunas qui rejoignent le bassin de Huancayo après avoir emprunté un décrochement NW-SE. Une brève reconnaissance dans cette région, mal pourvue de pistes et non cartographiée, n’a pas permis de relever les traces d’un ancien cours du Mantaro. Mais des recherches plus approfondies pourraient préciser si la région de Jarpa a joué un rôle dans l’histoire du Mantaro.
57Avant de déboucher dans le bassin de Jauja-Huancayo, le Mantaro fait trois coudes presqu’à angle droit ; il utilise les failles, les décrochements des plis, contourne les bancs les plus résistants, d’où un tracé de dans ce secteur large d’une dizaine de kilomètres. A l’entrée dans le bassin la rivière, surimposée dans les formations fluviolacustres « Jauja » tranche la retombée d’un pli calcaire.
c) LE BASSIN DE JAUJA-HUANCAYO.
58Cette dépression, longue de 70 km, large de 3 à 12 km, est très complexe et son fond ne constitue pas une plaine homogène.
59Au NNW, le bassin d’Acolla se compose de deux parties ; une cuvette amont vers 3400-3500 m est séparée du bassin de Marco-Acolla par un pli calcaire qui est tranché par un ruisseau. Le bassin de Huancayo proprement dit est bordé à l’Est par le Paléozoïque et à l’Ouest par la retombée des couches de la couverture mésozoïque.
60A l’Ouest, entre Orlocuna et Muquiyauyo, la retombée des plateaux de Llachapampa est recouverte par des dépôts périglaciaires encroûtés en brèches. Il semble que les calcaires du Trias plongent sous le bassin par un pli-faille. Près de Sincos, un paquet de schistes métamorphisés est le seul élément paléozoïque de la rive droite ; il s’agit d’un petit horst isolé, peut-être soulevé à une date récente ; en effet à son contact les couches « Jauja » paraissent ployées.
61Au SW la dépression est limitée par un grand escarpement rectiligne d’environ 1000 m de commandement qui s’étend de Chongos Bajos à Ahuac. Cet escarpement semble correspondre à une faille passant au-dessus de Chongos à une flexure, accompagnée de paquets de calcaires ayant glissé par gravité sur le versant. Cependant la structure est souvent masquée par des dépôts de pente encroûtés.
62La bordure orientale est modelée dans le Paléozoïque qui affleure dans une série d’éperons convexes séparant les grands cônes de déjection fluvioglaciaires. Il n’y a pas d’escarpement de faille visible, mais sur les croupes on peut voir « la surface de la puna », ployée par flexure vers le bassin.
63La genèse de la dépression de Huancayo est au moins aussi complexe que celle de l’altiplano de Junin ; comme pour Junin on ne connaît ni le profil ni la nature du lit rocheux couvert par les alluvions. Pas plus que pour la « Pampa de Junin » on ne peut considérer que ce large bassin soit une dépression périphérique établie entre le Paléozoïque et le Mésozoïque et déblayée dans des séries tendres. L’origine de la dépression est donc tectonique ; il s’agit probablement d’un fossé complexe, caractérisée par une bordure flexurée dans le Palézoïque et des plis-failles dans les séries cassantes du Trias et du Jurassique.
64Le Mantaro, entre la sortie du bassin et la Mejorada, s’encaisse en gorges entre des parois calcaires. Si l’érosion a sa part dans le creusement de la vallée, le style des plis, montrant des couches redressées, basculées et de grands paquets glissés indique que la rivière coule dans une zone fracturée, probablement dans un fossé longitudinal et étroit, comprimé ensuite par des mouvements tangentiels.
65Il y aurait donc, dans la haute vallée du Mantaro, deux grands types de régions déprimées qu’emprunte la rivière ; celui des larges bassins, ondulations négatives à moyen rayon de courbure, affectant la voûte du voussoir andin et celui des étroits fossés longitudinaux, généralement pincés entre les môles constituant les plateaux.
***
66A partir de ces observations très incomplètes par suite de l’absence d’études portant sur la tectonique andine et du manque de cartes, tant topographiques que géologiques, il est possible d’établir, à titre d’hypothèse de travail, le schéma tectonique suivant : après la formation de la surface d’érosion qui tranche les séries mésozoïques et paléozoïques sur les plateaux andins, tandis que les chaînons des Cordillères Occidentales se mettent en place, des décollements se produisent dans la couverture mésozoïque et la dalle de Trias, peu compétente, se casse. Le grand gonflement en voussoir des Andes accompagne et suit ces mouvements. A la fin du soulèvement, des panneaux de la voûte andine s’affaissent ; ces affaissements sont parfois suivies de compressions locales tandis que des blocs se soulèvent. La gouttière longitudinale, qui est perturbée par de multiples accidents, facilite l’installation d’un réseau hydrographique central, entre des régions bordières exhaussées. Les plateaux culminants, encadrant la gouttière, conservent le profil hérité de la « pénéplanation tertiaire ».
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