Chapitre II. La structure du grand versant andin à l’Est du batholite
p. 217-225
Texte intégral
1Les structures sont surtout visibles dans les coupures profondes des vallées. Le batholite qui constitue l’armature rocheuse de la partie moyenne et inférieure du long versant pacifique forme un môle allongé, parallèle à la côte. Les styles tectoniques sont distincts à l’Est et à l’Ouest du batholite. A l’Ouest, en lisière du Pacifique, les blocs mésozoïques, sédimentaires et volcaniques, sont basculés et modérément plissés ; les volumes rocheux sont intensément triturés. A l’Est, les séries secondaires et tertiaires sont vigoureusement plissées, des failles inverses poussent les couches les unes sur les autres et témoignent de compressions tangentielles qui expliquent la mise en place des chaînons de la Cordillère Occidentale.
A) LA STRUCTURE INDIQUÉE PAR LES COUPURES DES VALLÉES
2La structure est différente dans les régions où dominent les volumes volcaniques massifs et dans celles où alternent des couches sédimentaires. Des coupes faites en remontant les vallées d’aval en amont, du batholite aux chaînons des Cordillères Occidentales, facilitent la description de ces structures.
1) La vallée du rio Raura, en amont de Churin
3En remontant la vallée du rio Raura, Harrison et Wilson ont tracé une série de coupes (82). A l’Est du batholite, les axes de plissement sont SSE-NNW. En amont de Churin, une masse de grès du Crétacé inférieur, basculée vers le SW, est traversée par un stock granitique, large de 6 à 7 km, apophyse orientale du batholite. Le granite est recouvert, en discordance, de laves andésitiques. En amont du stock, synclinaux et anticlinaux se succèdent régulièrement. Dans un premier synclinal, les calcaires du Crétacé moyen alternant avec des marnes ont une puissance de 1000 m et le pendage des couches de part et d’autre du synclinal est d’environ 60°. L’attaque de la base des couches par un torrent logé dans l’axe synclinal a provoqué un grand glissement de terrain conforme à la pente des couches, les lits marneux servant de lubrifiant. L’anticlinal qui succède à ce synclinal est étroit. Il ploie les grès du Crétacé inférieur dont l’épaisseur varie de 600 à 900 m. Les pendages des flancs de la voûte sont compris entre 50 et 70°. Au cœur de l’anticlinal affleurent des lits de charbon, laminés, qui ont facilité les plissements et les glissements des bancs les uns par rapport aux autres. Au NE une série albienne, de 800 m de puissance, offre une alternance de lits de pélites et de grès calcaires ; elle bourre le fond d’un synclinal étroit où les plissotements facilités par la lithologie sont la règle. Un peu en aval d’Oyon, la vallée coupe un anticlinal dans les grès ; le pli, déversé vers l’Est, est faille et accidenté par le chevauchement du flanc occidental sur le flanc oriental ; les couches charbonneuses ont facilité le décollement des séries dans le cœur de l’anticlinal. Entre cet anticlinal et les grands plis isoclinaux qui constituent les sommets de la Cordillère de Raura, le grand synclinal d’Oyon s’étale sur 6 à 8 km de large. Il est dissymétrique (figure 37).

Fig. 36. — Echelle stratigraphique des formations géologiques du versant occidental des Andes (vallées du Rimac et du Lurin).
A : batholite granodioritique ; В : couverture volcanique néogène recouvrant très localement en discordance le batholite (par exemple dans la haute vallée de Tinaja).
(1) série volcanique plus ou moins métamorphisée du Jurassique ; (2) Crétacé inférieur, gréseux et moyen, calcaire ; (3) couches rouges éogènes (Capas rojas) ; (4) série volcanique bigarrée coupée de quelques bancs sédimentaires ; (5) laves et tufs rhyolitiques de la fin du Tertiaire.
4Ainsi de Churin à la Cordillère de Raura, la structure est assez simple ; les unités structurales sont continues et les plis sont déversés vers l’Est ; les chevauchements localisés dans les anticlinaux sont de plus en plus prononcés à mesure que l’on se rapproche de la Cordillère de Raura où les couches se disposent comme des tuiles inclinées sur un immense toit. L’érosion différentielle, déclenchée à partir de la vallée et de ses affluents, adaptés à la structure, met en valeur l’inégale résistance des couches.

Fig. 37. — A : coupe de Matucana au Ticlio en remontant la vallée du Rimac ; В : coupe de Churin à la Cordillère de Haura dans la vallée du Churin.
(1) volcanisme tertiaire et quelques bancs sédimentaires (série bigarrée) ; (2) Capas rojas ; (3) calcaires du Crétacé supérieur et moyen ; (4) marnes et calcaires marneux du Crétacé moyen ; (5) grès du Crétacé inférieur ; (6) série surtout volcanique, souvent métamorphisée du Jurassique et peut-être du Crétacé ; (7) batholite secondaire ; (8) intrusion tertiaire.
2) La vallée du Rimac en amont de Matucana
5Des coupes ont été faites le long de la vallée du Rimac par plusieurs géologues (Douglas, 40, Steinmann, 140, et Ruegg, 130) ; il s’agit plus de travaux de reconnaissance que d’études approfondies.
6Dans la vallée du Rimac, en amont de Matucana, le style des plissements est très différent de celui de la vallée de Raura ; les volumes volcaniques, plus ou moins métamorphisés, affleurent largement tandis que les séries sédimentaires n’occupent qu’une place restreinte.
7En amont de Matucana, des laves basaltiques, des cendres andésitiques violettes, quelques bancs de grès fin à ciment calcaire sont redressées dans un anticlinal cassé ; elles sont recouvertes en discordance par des laves plus tardives. En aval de Viso, à l’entrée des gorges, des jaspes rubannées, très plissotées sont tranchées en parois verticales au-dessus de la rivière. Une coupe dans la vallée du Rimac, tracée du SW au NE, des gorges de Viso à celles de l’Infernillo est difficile à interpréter. On a peut-être un anticlinal très massif, formé d’andésites et de dacites non stratifiées ; les laves sont redressées presqu’à la verticale sur les bordures. Elles sont faillées et les plans de faille sont minéralisés par le plomb et le zinc. La voûte du Cerro Huanarpa semble horizontale ou sub-horizontale. Sur les marges de l’anticlinal des calcaires noirs, à grains très fins, non fossilifères, sont interstratifiées de bancs de rhyolites à fond microgrenu dans le canon de Viso. Dans les gorges de l’Infernillo, situées à une dizaine de kilomètres de celles de Viso, on remarque, d’aval en amont : des paquets de grès du Crétacé inférieur, des calcaires du Crétacé moyen qui pincent des lambeaux de « Capas rojas » éogènes entre des failles inverses. On constate ainsi un écaillage en bordure de cette lourde masse anticlinale où les volumes volcaniques peu compétents se plissent difficilement (figure 37).
8En amont de l’Infernillo, à Rio Blanco, une faille, à très fort rejet, met en contact les séries mésozoïques avec les laves de la série « bigarrée » qui sont ployées dans un synclinal dissymétrique. Le flanc occidental du synclinal est redressé, les bancs durs y dessinent des chevrons, le fond est sub-horizontal et le flanc ENE, doux, passe à l’anticlinal de Casapalca. Les couches du synclinal comprennent des tufs volcaniques, très bien lités à Rio Blanco, des cendres et des laves dacitiques. A Bellavista, en amont de Chicla, des calcaires tendres et des grès tertiaires affleurent, mais ils sont plus épais à l’Est qu’à l’Ouest du synclinal. L’ensemble des couches du synclinal a une puissance maximale de 2500 m. Elles reposent, apparemment en concordance, près de Casapalca, sur les couches rouges (série Rimac de Steinmann, 140), ployées en un anticlinal dissymétrique. Ces pélites affleurent sur les longs versants rouges de Casapalca, en aval des laves et des intrusions du Ticlio.
3) La vallée du Santa Eulalia en amont de Huinco
9A Huinco, le granite est broyé sur une largeur d’environ 1 km. Il est en contact, par faille, autant qu’il est possible de le voir en raison des dépôts de pente et des formations éboulées qui masquent la plupart des affleurements, avec des blocs basculés, inclinés de 30 à 40° vers le SW. Les blocs paraissent poussés les uns sur les autres en direction du NE. Ils sont constitués de quartzites, de jaspes rubannées et de basaltes. A Autisha, une faille transversale guide un dyke granitique. A une dizaine de kilomètres en amont d’Autisha, à la confluence du rio Puntorco, de grandes failles verticales découpent les volumes rocheux et s’accompagnent du rebroussement des séries volcaniques au contact des plans de failles. En amont de Carampoma, le rio Colque se loge au lit au pied d’un grand miroir de faille. Un kilomètre en amont, près de Chuncha, un paquet de conglomérats volcaniques et de grès rouges appartenant peut-être à la série « bigarrée » est coincé entre deux failles sub-horizontales (ligure 38).
10Dans la vallée du Santa Eulalia la tectonique est cassante et se marque par un jeu de blocs poussés les uns sur les autres vers le NE. Les blocs sont recouverts en discordance, à partir de 3300-3400 m au-dessus d’Autisha et vers 4000 m au Cerro Portachuelo, par des laves et des cendres, colorées en rouge, en orange et en jaune ou bien par des tufs rhyolitiques et des ignimbrites qui forment les grands plateaux ruiniformes de Marcahuasi au-dessus de Casta.
4) La vallée du Chillon de part et d’autre de Canta
11Dans la vallée du Chillon la disposition structurale se rapproche de celle de la vallée voisine du Santa Eulalia. En amont de Cucucha alternent des blocs de granite et d’andésite : au granite basculé vers le SW au pont de San Miguel succède, en remontant la vallée, des séries de laves surtout andésitiques, massives, aux pâtes entièrement dévitrifiées parsemées de quelques quartz et de grands phénocristaux de plagioclases. Elles présentent de beaux escarpements transversaux à la vallée, faisant face au NE.

Fig. 38. — Coupes de détail.
A : Vallée du Chillon à Canta (Ca) ; on remarque le pendage des séries volcaniques de part et d’autre de la vallée et la disposition d’un paquet effondré au dessus de Canta.
В : rive droite du Santa Eulalia, au-dessus d’Autisha. (1) séries sédimentaires violemment plissées et métamorphisées (jaspes et cornéennes) ; (2) laves, surtout andésitiques. (1) et (2) datent probablement du Mésozoïque et sont recouverts en discordance par des laves tertiaires (3).
С : rive droite du Chillon, à Punco : jeu de blocs volcaniques entre des failles subverticales.
C°Tu = Tuccucuma.
12La structure de la région de Canta est difficile à interpréter. Elle n’a pas la relative simplicité indiquée par Harrison dans son bref article sur la géologie entre Canta et Huayllay (77).
13En face de Canta, sur la rive droite du Chillon, des laves massives, de couleurs sombres, sont inclinées vers l’Ouest et dominent la vallée par de grands escarpements de plusieurs centaines de mètres de hauteur. Des failles orientées au NW coupent ces laves. En arrière-plan on distingue nettement une discordance entre ces laves et une couverture, également volcanique mais beaucoup plus colorée, où les cendres sont abondantes. Sur le flanc gauche de la vallée, vers 4000 m d’altitude, des couches volcaniques penchent vers l’Est et présentent un front de « cuesta » faisant vis-à-vis à celui de la rive droite. Ainsi le secteur élargi de la vallée du Chillon à Canta est encadré par de grandes cuestas volcaniques (figure 38). Sous les escarpements, les versants sont bosselés palles glissements de terrain ; ils sont creusés de ravins entaillant des dépôts colluviaux ou des formations volcaniques très altérées et ils sont hérissés d’affleurements volcaniques résistants. Ces derniers sont tranchés de failles normales, inclinées de 45° vers l’Ouest ; les miroirs sont parfaitements nets. Perpendiculairement à ces failles secondaires, des failles orientées WE, verticales, comme celle de la vallée du Chacramito, ont guidé, près de Canta, la mise en place de dykes rhyolitiques tardifs qui émergent en barres rocheuses au-dessus des dépôts de pente.
14Cette disposition suggère l’hypothèse suivante, avancée avec réserve : un stratovolcan très puissant, probablement mésozoïque, aurait explosé, la partie orientale de la caldeira s’effondrant. Des mouvements tectoniques postérieurs auraient fait rejouer les blocs. Une reprise limitée du volcanisme s’accompagne de la montée de dykes rhyolitiques qui arment les fissures.
15En amont de Canta, le Cerro Huisho est formé de blocs andésitiques, dont le pendage vers le SW est de 45°. Ils sont séparés et dénivelés les uns par rapport aux autres par des failles verticales ou légèrement inverses, comme au-dessus d’Autisha dans la vallée du Santa Eulalia. La surface de discordance, qui se trouve vers 4000 m, est recouverte de laves et de cendres bariolées.
16L’intrusion de Culluhuay est coupée en gorge par la rivière. Elle est formée d’un microgranite ou d’une rhyolite dévitrifiée (une pâte quartzeuse emballe des éléments feldspathiques altérés en séricite, de grands cristaux de quartz et de l’albite). Le stock est découpé par de grandes diaclases disposées les unes par rapport aux autres comme des pelures d’oignons. Il est tranché également par des fractures orthogonales NS et EW.
17Entre cette intrusion et les chaînons orientés de la Viuda s’étale un large synclinal dissymétrique analogue à celui de Rio Rlanco, mais où les bancs sédimentaires intercalés dans les couches volcaniques sont absents.
B) LA STRUCTURE DES PLATEAUX OCCIDENTAUX VOLCANIQUES
18Entre les chaînons de la Cordillère Occidentale et le secteur où l’inflexion de la flexure est maximale, s’étalent de hauts plateaux, entre 3500 et 4800 m. Accidentés, ils sont tranchés par des vallées descendant vers le Pacifique, de plus en plus encaissées vers l’aval. Ils correspondent à l’affleurement de la couverture volcanique tertiaire qui recouvre en discordance les séries mésozoïques, sédimentaires et volcaniques, ainsi que les granites du batholite.
19La couverture volcanique n’est pas affectée par la vigoureuse tectonique plissée et faillée qui caractérise les volumes rocheux sous la surface de discordance ; cependant elle est ployée et légèrement plissée, et des failles dénivèlent les blocs.
20La surface de discordance est difficile à suivre ; elle apparaît localement au flanc des vallées, mais elle est presque toujours recouverte par des dépôts de pente. Elle se trouve à 4000 m dans la partie supérieure des vallées et s’abaisse jusqu’à 2800 m en aval. Apparemment elle n’est pas plane ; elle correspond à un relief de collines séparées par des larges vallons, à un « relief mûr » qui est probablement celui de la « pénéplaine de la puna ».
21Les laves de la couverture sont rhyolitiques, dacitiques et andésitiques. Les andésites ont une couleur sombre, violacée ou vert bouteille ; les dacites sont plus rouges et les rhyolites et les ignimbrites sont grises ou blanches. Ces laves, inégalement résistantes, ont des pâtes qui ne sont pas dévitrifiées. En lame mince, les phénocristaux ne paraissent pas avoir été cassés par des mouvements tectoniques postérieurs à l’épanchement des laves. Les cendres et les tufs friables qui leur sont associés ont des couleurs qui passent du rose pâle au vert. Leur épaisseur est très variable : de 100 à 1000 m. Sur les croupes, dans le haut des versants des vallées du Santa Eulalia et du Chillon ainsi que dans la vallée de Chancay, les séries semblent à peu près parallèles à la ligne des crêtes. Cependant leurs positions et leurs épaisseurs sont différentes sur les grands plateaux de Vilcapampa entre les vallées du Rimac et du Chillon et sur les plateaux qui s’étendent entre le Mala et le Lurin.
1) Les plateaux de Vilcapampa
22Ces plateaux forment un donjon, culminant de 4600 à 4900 m, haut massif présentant de grands escarpements au-dessus des vallées du Rimac et du Santa Eulalia. Ces plateaux, disposés en fer à cheval, ont une pente douce interne, tournée vers les tourbières et le petit lac de Vilcacocha, et une bordure escarpée externe, formant une immense cuesta circulaire au-dessus du Santa Eulalia et du Rimac. Des failles radiales cassent les roches. La disposition structurale des plateaux de Vilcapampa évoque un cumulo-volcan à une caldeira centrale affaissée. Les ignimbrites de Marcahuasi datent probablement d’une dernière phase volcanique, un peu antérieure au grand creusement des vallées.
2) Les plateaux entre les rios Lurin et Mala
23D’après Harrison (76), la surface, ondulée, de ces plateaux, correspondrait à des anticlinaux et à des synclinaux orientés SSE-NNW. Le binôme anticlinal-synclinal aurait de 15 à 18 km de large et les couches seraient modérément plissées (pendage compris entre 10 et 15°). Cependant, si des accidents orientés comme ceux indiqués par Harrison se voient sur le terrain, ils ne jouent qu’un rôle secondaire. Ce qui apparaît d’abord, c’est l’existence de plusieurs volcans plus ou moins en ruines. Au NW de Huarochiri, du Cerro Huachachina au Cerro Conuco, les couches forment une auréole autour d’une caldeira, cassée par un fossé médian, orienté d’Ouest en Est, entre Langa et San José. Ce fossé se poursuit d’ailleurs à l’Ouest et oriente la vallée du Lurin jusqu’à Sisicaya. A l’intérieur de ce fossé on remarque des petits grabens emboîtés, comme celui de Pacamenta : des miroirs de faille frais constituent les escarpements.
24Des émissions volcaniques postérieures de cendres et d’ignimbrites, notamment au Cerro Mesa, recouvrent les séries volcaniques, localement ployées et basculées selon les directions et avec les pendages indiqués par Harrison.
25Il semble que sur ces plateaux plusieurs phases volcaniques se soient succédé et que si certains accidents tectoniques sont directement en rapport avec des phénomènes volcaniques (caldeira effondrée par exemple), d’autres jouent selon les orientations du « socle mésozoïque » sous jacent.
***
26A l’Est du batholite, les séries mésozoïques, très puissantes, sont tantôt sédimentaires comme dans la vallée du rio Raura (et elles appartiennent alors à l’eugéosynclinal andin), tantôt volcaniques comme dans les vallées du Rimac et du Chillon. Elles indiquent l’emplacement de grands volcans alignés sur une cordillère en formation, s’accompagnant localement d’une sédimentation de bordure. Elles appartiennent probablement à la « série porphyritique » de Steinmann. Il semble en effet difficile d’attribuer toutes les laves situées à l’Est du batholite au Tertiaire, comme l’indique la carte géologique du Pérou. En effet, les batholites pacifiques les métamorphisent partiellement et elles en constituent le toit dans les secteurs où le toit n’a pas été ultérieurement déblayé. Elles ont subi l’orogénèse laramienne. Elles ont été aplanies lors de la formation de la « surface de la puna ». Ces masses volcaniques cassantes ont été débitées en blocs lors de la phase de compression au début du soulèvement ; les blocs peuvent se chevaucher vers l’ΕΝΕ. Mais si des secteurs sont broyés, de grands volumes sont beaucoup moins fracturés et restent cohérents, ce qui permet à l’érosion de les entailler en parois. Ils ne présentent pas la densité du broyage et la mésofissuration, caractéristiques de la bordure pacifique.
27La datation des laves qui les recouvre en discordance est délicate. Certaines correspondent probablement à la « série bigarrée » des Andes centrales, d’autres au contraire sont plus tardives et sont contemporaines des dernières éruptions dans la « cuvette » de Chuqui et des ignimbrites de Huaron. Elles seraient alors de la fin du Tertiaire et correspondraient à une phase volcanique acide. Cependant, à la différence de la vallée de la Fortaleza, à 200 km au Nord de Lima, elles ne recouvrent pas de dépôts quaternaires. La table de Marcahuasi domine de 2000 m le talweg du Santa Eulalia, qui s’est donc enfoncé d’autant depuis la mise en place des ignimbrites. Le Rimac coupe, entre Surco et San Bartholomé une cheminée bourrée de roches rhyolitiques, tendres, blanches et grises, qui s’insère dans le batholite.
28On peut regretter que les études géologiques fassent cruellement défaut dans une région proche de la capitale et assez facile d’accès malgré l’ampleur des dénivellations.
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