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    Plan

    Plan détaillé Texte intégral 1. LE PRÉCAMBRIEN DANS LA CORDILLÈRE ORIENTALE DU PÉROU CENTRAL. SES RAPPORTS AVEC LA COUVERTURE 2. LES SÉRIES PRÉCAMBRIENNES 3. LES STRUCTURES DANS LE PRÉCAMBRIEN 4. LE MÉTAMORPHISME PRÉCAMBRIEN 5. CONCLUSION Notes de bas de page

    Étude géologique des Andes du Pérou central

    Ce livre est recensé par

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    Table des matières

    Chapitre premier. Aperçu sur le substratum précambien

    p. 39-53

    Texte intégral 1. LE PRÉCAMBRIEN DANS LA CORDILLÈRE ORIENTALE DU PÉROU CENTRAL. SES RAPPORTS AVEC LA COUVERTURE 2. LES SÉRIES PRÉCAMBRIENNES 2.1. LES ROCHES PARADÉRIVÉES 2.1.1. La séquence silico-alumineuse LES SCHISTES SERICITEUX ET CHLORITEUX LES MICASCHISTES ET LES GNEISS 2.1.2. La séquence métavolcanique 2.1.3. La séquence carbonatée 2.1.4. Conclusion : la sédimentation au Précambrien 2.2. LES ROCHES ORTHODÉRIVÉES 3. LES STRUCTURES DANS LE PRÉCAMBRIEN 3.1. LES STRUCTURES TARDIVES F3 et F4 3.2. LES STRUCTURES F2 et F1 4. LE MÉTAMORPHISME PRÉCAMBRIEN 4.1. LE MÉTAMORPHISME F1 4.1.1. Les paragenèses dans l’épizone 4.1.2. Les paragenèses dans la mésozone superficielle et moyenne 4.1.3. Les paragenèses dans la mésozone profonde et la catazone 4.1.4. Le type du métamorphisme F1 4.2. LE MÉTAMORPHISME F, 5. CONCLUSION Notes de bas de page

    Texte intégral

    1Dans ce chapitre, nous ne traiterons pas des orthogneiss précambriens du bourrelet côtier de la région d’Ica, qui ont été très peu étudiés jusqu’à présent.

    2Nous examinerons seulement le substratum pré-ordovicien et probablement précambrien de la Cordillère orientale au niveau du Pérou central. L’existence de ce substratum a été mise en évidence par B. Dalmayrac (1970) en un point situé près de Huacar dans la vallée du rio Yanahuanca. Là, un conglomérat basai surmonté de quartzites puis de schistes à graptolites du Llanvirn, le tout à peine schistosé et faiblement plissé, repose en discordance sur des séricitoschistes affectés par une tectonique polyphasée.

    3Ce même complexe métamorphique a été cartographié par E. Audebaud, B. Dalmayrac, R. Marocco, J. Paredes et moi-même dans divers secteurs de la Cordillère Orientale depuis 9° S. jusqu’à 13° 45’ S. et sa pétrographie a été étudiée par J. P. Bard et R. Capdevila. Les premiers résultats de ces études (Audebaud et al., 1971) sont qu’en première approximation le socle pré-ordovicien des Andes orientales du Pérou est caractérisé par un métamorphisme du type intermédiaire de basse pression et par une déformation polyphasée, qui affectent une série surtout terrigène.

    4Des comparaisons avec le sud du Pérou, où le socle métamorphique anté-dévonien a été daté à 660 MA par J. Stewart et N. J. Snelling (in Cobbing et Pitcher, 1972), et avec le Nord argentin, où des grès attribués au Cambrien et recouverts par du Tremadoc fossilifère sont discordants sur des schistes verts (Turner, 1964 b), nous font attribuer les métamorphites pré-ordoviciennes de la Cordillère Orientale du Pérou central au Précambrien supérieur ou Baïkalien (plissement brésilien de Ferreira, 1972).

    1. LE PRÉCAMBRIEN DANS LA CORDILLÈRE ORIENTALE DU PÉROU CENTRAL. SES RAPPORTS AVEC LA COUVERTURE

    5A l’intérieur du vaste anticlinorium andin que constitue la Cordillère Orientale, le Précambrien est réparti dans divers compartiments (fig. 7) limités par des failles et parfois individualisés depuis le Dévonien supérieur, si bien que selon les points le Précambrien est recouvert en discordance, soit par le Paléozoïque inférieur et moyen, soit par le Carbonifère inférieur, soit par le Permien supérieur. Cette disposition est due pour l’essentiel aux mouvements verticaux et aux processus érosifs consécutifs qui ont marqué la fin de la phase éohercynienne, le cours du Permien supérieur, et enfin les étapes tardives de la tectorogenèse andine.

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    Fig. 7. — Les massifs précambriens du Pérou Central
    a. Granitoïdes hercyniens et andins. b. Faciès épizonaux du Précambrien, c. Faciès mésozonaux et catazonaux du Précambrien, d. Roches ultrabasiques précambriennes (Tapo et partie sud du Huaytapallana)

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    Fig. 8. — Discordance du Paléozoïque inférieur et ou moyen et du Paléozoïque supérieur sur les séricitoschistes précambriens à l’extrémité E du lac Alcacocha, 17 km à l’E-NE de Junin
    1 a. Carbonifère inférieur : série basale conglomératique et gréso-schisteuse. 1 b. Carbonifère inférieur : série ignimbritique. 2. Conglomérat basai, molasses et flyschs du Paléozoïque inférieur et/ou moyen. 3. Séricitoschistes précambriens, seh = schistosité éohercynienne, S1+ 2 = foliation du Précambrien

    6Dans la zone étudiée ici, le contact Précambrien-Paléozoïque inférieur à moyen n’est exposé clairement qu’à l’est du lac Alcacocha, situé lui-même 17 km à l’est-nord-est de Junin (localité 1, fig. 7), où des séricitoschistes précambriens montrant les effets de trois phases de plissement sont recouverts en discordance (fig. 8) par un conglomérat basai à galets de séricitoschistes puis par une série mixte molasse et flysch où B. Dalmayrac a recueilli un reste mal conservé d’un organisme tubulaire semblable à un orthocère. Cette série discordante ne montre qu’une schistosité qui est plan axial de plis décamétriques en chevron ; elle est très vraisemblablement éohercynienne puisque le Mississipien à plantes, avec un pendage faible et régulier vers le sud-ouest, la recouvre en discordance. Il est probable que l’on peut observer des relations semblables entre Précambrien et Éohercynien sur la feuille de Huancavelica, à l’intérieur de la première grande boucle du rio Mantaro, où le Précambrien forme le cœur d’un vaste anticlinal éohercynien à plongement sud-est (localité 2, fig. 7). T. Locher nous a enfin montré des micro-conglomérats intercalés dans les flyschs du Paléozoïque inférieur et remaniant des séricitoschistes, ceci à proximité du barrage de Kichuas sur le Mantaro (localité 3, fig. 7).

    7Ces faits, quoique moins concluants que ceux qu’a exposés B. Dalmayrac (1970), nous permettent d’affirmer dans le secteur étudié le Paléozoïque inférieur repose sur un substratum métamorphique affecté par une tectonique polyphasée plus complexe que la tectonique éohercynienne ; nous admettons donc qu’il s’agit du même complexe anté-ordovicien qu’à Huacar et, pour les raisons exposées plus haut, nous lui attribuons un âge précambrien.

    2. LES SÉRIES PRÉCAMBRIENNES

    8Les roches précambriennes du Pérou central sont exclusivement métamorphiques. Ce sont des séricitoschistes, chloritoschistes, micaschistes et paragneiss auxquels sont associés des quartzites, des marbres, des prasinites et des amphibolites, quelques gabbros et péridotites et enfin de rares granitoïdes d’anatexie.

    2.1. LES ROCHES PARADÉRIVÉES

    9Nous incluerons dans cette description l’étude de la séquence métavolcanique qui est en partie orthodérivée.

    2.1.1. La séquence silico-alumineuse

    1080 à 90 % des terrains précambriens sont constitués par une série silico-alumineuse paradérivée qui comprend des séricitoschistes et chloritoschistes, des micaschistes et des paragneiss. C’est une série monotone, à grain fin, où les blastes atteignent rarement le centimètre.

    LES SCHISTES SERICITEUX ET CHLORITEUX

    11Ils forment l’essentiel des massifs de Palcoran, Chupan-Huasahuasi et Jabonillos (fig. 7). Dans ces roches alternent des lits millimétriques à centimétriques quartzeux ou plus rarement quartzofeldspathiques et des lits plus minces où des séricites, des chlorites et parfois des biotites sont associées à de petits cristaux de quartz et accessoirement de feldspaths ; des minéraux opaques, du leucoxène et de l’épidote y figurent comme minéraux accessoires. En quelques points on passe à des alternances de quartzites en bancs de 20 cm à 1 m et de schistes phyliteux à grain fin, faciès qui évoque un flysch à dominante gréseuse.

    12Des quartzites francs, des calcschistes à épidote, des amphibolites et des prasinites figurent dans cette série sous forme d’intercalations isolées dont l’épaisseur varie entre 1 et 20 m.

    LES MICASCHISTES ET LES GNEISS

    13Les micaschistes et les gneiss sont associés intimement ; ils affleurent largement dans les massifs de Maraynioc-Mayrazo, du Huaytapallana et du Huaytapallanakaru, ainsi que dans la partie nord du massif de Chupan-Huasahuasi. Ce sont des roches finement litées avec parfois des ségrégations quartzofeldspathiques lenticulaires dans les gneiss.

    14Dans la mésozone ces roches contiennent toujours de la muscovite et de la biotite, et assez souvent des minéraux index tels que le grenat, la staurotide, la cordiérite et la sillimanite, sur lesquels nous reviendrons plus loin (p. 49-52).

    15La catazone est atteinte dans la partie sud du massif du Huaytapallana où on observe des gneiss à biotite, grenat, cordiérite et sillimanite (Paredes, 1972) et dans le noyau précambrien de l’anticlinal de Vilcabamba que J.-P. Bard a échantillonné à partir des galets du rio Pichiari qui consistent, entre autres, de gneiss leptinitiques migmatisés à mésoperthite, grenat, orthopyroxène, biotite et sillimanite.

    16Aussi bien dans la mésozone que dans la catazone, la séquence silico-alumineuse abrite des bancs isolés d’amphibolites, de gneiss calco-magnésiens et de marbres.

    2.1.2. La séquence métavolcanique

    17La séquence métavolcanique est en partie orthodérivée et en partie paradérivée, sans doute à partir de tufs redéposés en milieu lacustre ou marin.

    18Dans l’épizone et la partie supérieure de la mésozone, elle se présente sous la forme de schistes albitiques paradérivés à quartz, chlorite très abondante et amphibole et de prasinites véritables à albite, chlorite, amphibole et épidote. Ces roches forment des lentilles plurihectométriques dans le massif de Palcoran et à la pointe sud du massif de Chupan-Huasahuasi, vers Tapo ; elles constituent des ensembles de plusieurs centaines de mètres d’épaisseur à la bordure est du massif de Marainiyoc-Mayrazo vers 11° 30’ S. (série de San Rafael de J. Paredes, 1972), dans la partie nord-est du massif du Huaytapallana au niveau de Comas (J.-P. Bard, com. orale) et dans le massif de Jabonillos. Comme nous l’avons dit, les schistes albitiques et les prasinites, de même que des schistes amphibolitiques et des amphibolites à plagioclases, chlorite et épidote, se trouvent aussi en intercalations métriques ou décamétriques dans la séquence silico-alumineuse paradérivée.

    19Dans la mésozone profonde et la catazone, on connaît des amphibolites orthodérivées qui contiennent parfois du grenat et de l’orthopyroxène ; elles ont été signalées en particulier par J. V. Harrison (1951) dans le massif du Huaytapallana et par J.-P. Bard dans les galets du rio Pichiari qui proviennent de l’anticlinal de Vilcabamba.

    2.1.3. La séquence carbonatée

    20Les calcschistes, les marbres et les gneiss calco-magnésiens ne constituent que des intercalations métriques à décamétriques au sein des séquences antérieurement décrites. On note l’association fréquente de ces métamorphites calco-magnésiennes à la séquence métavolcanique, aussi bien dans le métamorphisme de haut degré que dans le métamorphisme de bas degré.

    2.1.4. Conclusion : la sédimentation au Précambrien

    21Les sédiments précambriens, aujourd’hui tous métamorphisés, étaient donc essentiellement terrigènes et très riches en quartz détritique : les grès purs bien lités à ciment argileux peu abondant et minces interlits silteux, et en second lieu les grès feldspathiques, prédominaient largement sur les argiles. Cette sédimentation est donc liée de toute évidence à l’érosion d’une croûte sialique plus ancienne dont la position géographique ne nous est pas connue.

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    Fig. 9. — Position structurale des péridotites et serpentinites de Tapo, dans la partie sud du massif précambrien de Chupan-Huasahuasi
    1. Calcaires du Trias supérieur. 2. Molasses rouges du Permien supérieur-Trias inférieur et moyen. 3. Conglomérats, grès et volcanites du Carbonifère. 4. Séricitoschistes, micaschistes et prasinites du Précambrien. 4. Péridotites et serpentinites

    22Des épisodes volcaniques interrompent de temps à autre le dépôt des séries terrigènes. Leurs produits en général basiques se mettent en place sous forme de coulées ou de tufs pyroclastiques ou encore de leurs équivalents remaniés en milieu aqueux.

    23La sédimentation carbonatée, peu importante en volume, semble témoigner d’une activité biologique commençante : la liaison fréquente de cette sédimentation et du volcanisme basique pourrait indiquer que le calcium nécessaire a été fourni par les volcanites.

    2.2. LES ROCHES ORTHODÉRIVÉES

    24Mis à part les prasinites et les orthoamphiboliles déjà citées, les roches orthodérivées sont des corps lenticulaires de péridotites plus ou moins intensément serpentinisées qui apparaissent en noir sur la figure 7 : comme on le voit, ils ne constituent qu’une très faible part du Précambrien dans notre région.

    25Le plus connu de ces petits massifs est celui de Tapo, situé dans la partie sud du massif précambrien de Chupan-Huasahuasi et au sud de la vallée du rio Tarma ; ce corps de 4 x 1,5 km a été injecté en diapir dans le Paléozoïque supérieur au long d’une écaille andine (fig. 9). 11 est constitué de blocs de péridotites peu altérés et pratiquement non déformés séparés par des septa de serpentine de quelques centimètres à un décimètre d’épaisseur ; la bordure du massif, intégralement constituée de serpentine, montre des plis d’écoulement. Une partie des péridotites, très riche en chromite, a été exploitée de façon intermittente dans la mine dite de Tapo. Les plus fortes concentrations de chromite s’observent, selon les mineurs, dans des blocs de grande taille qui semblent posés sur la surface topographique : ils pourraient représenter les restes d’une cuirasse enrichie en chromite par des percolations liées à une pédogenèse contemporaine de la formation de la surface puna au Mio-Pliocène.

    3. LES STRUCTURES DANS LE PRÉCAMBRIEN

    26A échelle macroscopique, la structure la plus évidente dans le Précambrien est une foliation s2 très nette, dont nous verrons par l’étude des lames minces qu’elle est mimétique à la fois de la stratification s0 et d’une première foliation s1. La foliation s2 est plissée par une ou deux phases tardives selon les secteurs considérés.

    27Avant d’entreprendre l’examen des structures, nous donnerons deux coupes auxquelles nous aurons l’occasion de nous référer par la suite (fig. 10).

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    Fig. 10. — Coupes à travers les massifs précambriens de Maraynioc-Mayrazo et du Huaytapallana au long des routes de Tarma à San Ramon (vallée du rio Tarma) et de Concepcion à Comas
    ji = calcaires triasico-liasiques. rs = molasses rouges du Permien supérieur-Trias inférieur et moyen. Ri = calcaires du Permien inférieur. S1+2 = foliation précambrienne. s4 = schistosité de crénulation tardive dans le Précambrien. Yh = granite tardi-hercynien de Hualiuniyoc. yu = granite andin ( ?) d’Utcuyacu. ys = granite andin de Sacsacancha

    3.1. LES STRUCTURES TARDIVES F3 et F41

    28Sur la majeure partie des affleurements, la foliation s2 et les filonnets de quartz qui la soulignent apparaissent déformés par des plis décimétriques souples, droits et assez ouverts (pl. I, 1-4), par des plis en chevron dissymétriques ou même par des plis couchés. Ces deux derniers types de plis sont fréquemment accompagnés d’une schistosité axiale de type strain-slip.

    29Il arrive que l’on puisse établir une chronologie relative de ces plis tardifs. Ainsi vers Alcacocha (localité 1, fig. 7) les plis couchés F3 très souples, décimétriques, plongeant avec 5 à 15° vers 030, apparaissent plus anciens que les chevrons dissymétriques F4 de dimension métrique et qui plongent à 25° vers 230 (fig. 11, B et C). De même dans la partie nord-ouest du massif de Palcoran, les plis décimétriques F3 post-foliation de type semblable qui plongent avec 30° vers 010 sont replissés par des plis très ouverts, pluricentimétriques, de direction 040 à 060 et axes proches de l’horizontale (fig. 11, A). A la pointe est du même massif, au long de la route Tarma-Acobamba, les surfaces de foliation et la linéation d’intersection qu’elles portent sont reprises par une crénulation et le tout est enfin plissé dans des plis décimétriques (J.-P. Bard, com. orale).

    30Les structures majeures correspondant à ces structures mineures sont rarement connues. Sur le pourtour du vaste dôme de foliation qui occupe le fond de la vallée de Huasahuasi, j’ai noté un pli kilométrique ouvert plongeant vers 140 avec 15°. Notons que le cœur de ce dôme dessiné par s2 comprend des schistes verts situés dans le fond de la vallée de Huasahuasi, alors que son enveloppe qui affleure à plus de mille mètres d’altitude au-dessus, contient des roches du faciès amphibolite ; d’où il ressort que s2 est selon toute vraisemblance plan axial de plis couchés qui plissent les isogrades F1 puis sont repris à leur tour dans le dôme F3 ou F4.

    31A l’échelle de la lame mince, on note très fréquemment la présence de structures F3 ou F4. Ce sont soit des plis souples millimétriques à pluricentimétriques (pl. II, 1 et 2) qui correspondent à une crénulation sur les surfaces de foliation s2, soit une schistosité de strain-slip plus ou moins serrée.

    32Les structures tardives sont donc bien développées à toutes les échelles. Leur étude succincte montre qu’elles relèvent au moins de deux étapes de déformation F3 et F4 mais il reste à démontrer que les structures F3 (ou F4) décrites dans différents secteurs sont contemporaines. On sait peu de choses de leur âge : dans quelques cas leur direction est 120 à 140, et donc très proche de la direction majeure éohercynienne... et de la direction andine, ce qui pourrait faire penser qu’elles sont dues à ces tectogenèses ; dans d’autres cas, comme à Alcacocha, F3 et F4 n’ont rien à voir avec les directions des plis éohercyniens ou andins proches. Elles sont donc plus vraisemblablement précambriennes.

    3.2. LES STRUCTURES F2 et F1

    33Il s’agit essentiellement de la foliation s2, surface souvent à pendage raide et de direction proche de la direction andine.

    34En lame mince, s2 a des caractéristiques variables. Il s’agit souvent de pians de blastomylonitisation au long desquels cristallisent de petites séricites et se réordonnent de grands micas dont les extrémités sont effilochées et en pointe ; c’est ce qu’on observe clairement pour la partie nord-est de la coupe du rio Tarma (fig. 10). Dans le Huaytapallana, par contre, les biotites et les muscovites à plat dans s2 sont bien cristallisées.

    35Dans tous les cas, on note la présence de plis intrafoliaux isoclinaux. Dans les blastomylonites ou les schistes verts ces plis plissent souplement des minéraux phyliteux (fig. 12) qui, de ce fait, acquièrent une extinction roulante. Par contre dans les micaschistes et paragneiss du Huaytapallana, la biotite recristallise de façon mimétique dans des surfaces s1 plissées par F2 alors que la fibrolite peut être plissée souplement. Tous ces plis admettent s2 comme plan axial.

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    Fig. 11. — Plis précambriens tardifs dans les séricitoschistes : (A) du massif de Palcoran au N de Tarma, (B et C) du massif de Chupan- Huasahuasi près du lac Alcacocha Les pointillés représentent des quartzites à grain fin ; les lits restés en blanc sont des schistes finement gréseux, le quadrillage différencie les filonnets de quartz

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    Planche 1. — tectonique du précambrien →
    1. Plis tardifs (F3 ou F4) à charnières épaissies plissant la foliation (s1 + 2) d’un gneiss à passées quartzitiques. Hacienda Maraynioc (Massif de Maraynioc-Mayrazo). 2. Pli tardif pluricentimétrique affectant la foliation (S1 + 2) d’un schiste à muscovite et à passées quartzitiques. Près de Yanec (Massif de Chupan-Huasahuasi). 3. Pli F4 pluricentimétrique dans les micaschistes à sillimanite, biotite et muscovite du Huaytapallana (éch. de J. Paredes). 4. Pli F4 en chevron plissant la foliation des gneiss péiitiques et des filonets de quartz injectés dans cette foliation. Près de Maraynicc. 5. Pli F2 décimétrique de type semblable, dans les schistes verts du massif de Jabonillos en aval du barrage de Kichuas. 6. Pli probablement F, de type semblable dans les marbres et gneiss à silicates calciques de Puquian près de Comas, dans la partie nord du massif du Huaytapallana (cliché Capdevila).

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    Fig. 12. — Pli intrafolial dans un schiste vert précambrien
    Les muscovites m1 (foliation S1) ont une extinction roulante ; elles dessinent un pli F2, de même que le quartz q. Les muscovites m2 sont des muscovites entièrement réorientées dans s2. Les muscovites m3 ont recristallisé mimétiquement d’anciennes muscovites m1 et dessinent des arcs polygonaux.

    36On note enfin un peu partout que s2 se moule sur des objets antétectoniques comme des grenats qui sont parfois craquelés et retromorphosés en chlorite, des albites qui contiennent des alignements d’inclusions dont les directions recoupent franchement celle de s2, ou des assemblages de quartz et feldspaths ; on observe des queues de cristallisation aux extrémités de ces objets (fig. 13).

    37En résumé, F2 a plissé isoclinalement un ensemble de structures dont la plus nette était une structure planaire marquée par un développement important de minéraux phyliteux ; la foliation s2 résulte donc de la transposition d’une première foliation s1 J’ai aussi relevé dans une albite (pl. Il, 3) des alignements de grains d’épidote qui dessinent un pli n’admettant pas s2 pour plan axial ; c’est la seule trace que j’ai relevée d’une surface antérieure à s1 et plissée par F1.

    38Dans la vallée du Mantaro, dans le massif de Jabonillos, j’ai observé des plis F2 décimétriques (pl. I, 5), les plis isoclinaux aigus qui dessinent les marbres de Puquian près de Comas (pl. I, 6) pourraient leur être contemporain.

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    Fig. 13. — Inclusions obliques à la foliation 2 (s1+2) dans un porphyroblaste d’albite de phase 1
    m = muscovite ; q = quartz ; e = épidote.

    4. LE MÉTAMORPHISME PRÉCAMBRIEN

    39L’examen succinct des relations entre minéraux de métamorphisme et déformation nous a amenés à la conclusion que la plupart de ces minéraux sont des blastes F1 souvent partiellement retromorphosés au cours de F2. Dans certains secteurs, cependant, le degré du métamorphisme F2 et sa nature sont tels que la plupart des minéraux F1 restent stables ou même que certains, la sillimanite en particulier, se remettent à croître.

    4.1. LE MÉTAMORPHISME F1

    40Il est donc possible, en prenant quelques précautions, d’identifier un certain nombre de sous-faciès métamorphiques liés à F1 et définis par des associations stables de minéraux : nous verrons qu’ils constituent une suite homogène de sous-faciès qui permettent de définir le type du métamorphisme F1. Nous examinerons surtout la séquence silico-alumineuse et nous ne mentionnerons les paragenèses des séquences métavolcanique et carbonatée que lorsqu’elles apportent des arguments complémentaires.

    4.1.1. Les paragenèses dans l’épizone

    41Les plus fréquentes sont à :

    42(1) muscovite, chlorite ;

    43(2) muscovite, chlorite, biotite ;

    44(3) muscovite, chlorite, grenat ± épidote.

    45Nous ne faisons pas figurer le quartz, toujours présent, les plagioclases, fréquents, et les minéraux accessoires. Les deux premières prédominent dans les massifs de Palcoran, Chupan-Huasahuasi et Jabonillos. C’est dans ce dernier massif que des schistes albitiques contiennent l’association (3V

    46Dans certaines amphibolites intercalées dans ces schistes verts semblent coexister en équilibre deux clinoamphiboles : l’une, incolore, serait une actinote, l’autre, vert bleuté, une hornblende. C’est là un indice en faveur d’un métamorphisme de basse pression (cf. Winkler, 1966, p. 89).

    4.1.2. Les paragenèses dans la mésozone superficielle et moyenne

    47Le passage à la mésozone se signale par la disparition de la chlorite. Les associations banales à muscovite, biotite ± grenat prédominent souvent et donnent peu d’indications sur le type de métamorphisme ; c’est le cas en particulier des échantillons collectés jusqu’à présent dans le massif de Chupan-Huasahuasi.

    48Dans les massifs de Maraynioc-Mayrazo, Huaytapallana et Huaytapallanakaru, on a déterminé la présence des associations critiques :

    49(4) muscovite, biotite, grenat, staurotide ;

    50(5) muscovite, biotite, sillimanite, grenat ;

    51(6) muscovite, biotite, sillimanite, staurotide.

    52Certains des échantillons de la coupe de Comas dans la partie nord du massif du Huaytapallana (collection de R. Capdevila) contiennent l’association instable :

    53(7) muscovite, biotite, andalousite, sillimanite, cordiérite.

    54L’andalousite semble y être instable car elle apparaît sous forme de grains sans formes propres, parfois coalescents et toujours groupés, les individus de chaque groupe ayant la même orientation optique ; ces groupes représenteraient donc les restes de grands blastes en voie de disparition. Cette observation rend vraisemblable l’existence d’une association stable à muscovite, biotite, andalousite, cordiérite parmi les sous-faciès du métamorphisme prograde de cette région, d’autant plus que J. V. Harrison (1951) signale dans le massif du Huaytapallana des schistes à biotite, andalousite, cordiérite.

    4.1.3. Les paragenèses dans la mésozone profonde et la catazone

    55Dans la partie sud du massif du Huaytapallana (Paredes, 1972) l’isograde muscovite (—)est dépassé et l’on observe des associations fréquentes à biotite, grenat. J. V. Harrison (1951), de son côté, y décrit l’assemblage critique :

    56(8) biotite, feldspath potassique, sillimanite, cordiérite, grenat ± spinelle.

    57Dans cette même région, les mêmes auteurs signalent des amphibolites plagioclasiques à hornblende, biotite ± orthopyroxène. La présence de ce dernier minéral dénote le passage au faciès granulite s. 1.

    58Ce faciès est plus nettement représenté dans les galets du rio Pichiari (fig. 7 B) échantillonnés par J.-P. Bard ; les gneiss leptinitiques contiennent l’association :

    59(9) biotite, feldspath potassique mésoperthitique, grenat, sillimanite, orthopyroxène.

    60Par ailleurs les orthoamphibolites sont à grenat et hornblende brune. Ces associations permettent de définir la présence du faciès granulite à hornblende.

    4.1.4. Le type du métamorphisme F1

    61Dans l’ensemble, si l’on tient compte de l’association mésozonale stable à muscovite, biotite, andalousite, cordiérite, on obtient une suite de sous-faciès analogue à celle d’E. Audebaud et al. (1971), symbolisée par la figure 14 A, qui conduit à la courbe approximative température-pression typique de ce métamorphisme symbolisée par la flèche de la figure 14 B. Il s’agit d’un métamorphisme du type intermédiaire de basse pression.

    62Cependant certaines associations ne peuvent prendre place dans cette suite de sous-faciès : ce sont l’association (6) à staurotide, sillimanite qui nécessite une pression plus élevées, de l’ordre de 5 à 7 kb, et l’association catazonale (9) à sillimanite, grenat, orthopyroxène observée par Bard qui se situe aussi dans un domaine de pression plus élevée que celui où existe l’association (8) à sillimanite, grenat, cordiérite.

    63L’existence de staurotide en présence de sillimanite dans l’association (6) peut s’expliquer par une pression d’eau localement plus élevée dans la mesure où il s’agit d’un cas isolé. Par contre, les observations de Bard sur les galets du rio Pichiari posent le problème d’un Précambrien dont le métamorphisme se serait produit à des pressions plus élevées que celui de la chaîne « baïkalienne » qui affleure dans la Cordillère Orientale.

    64Peut-être le noyau précambrien de l’anticlinal de Vilcabamba est-il un élément totalement étranger à cette chaîne et qui appartiendrait à la bordure ouest du bouclier brésilien ?

    4.2. LE MÉTAMORPHISME F,

    65Le métamorphisme F2 est beaucoup moins intense que le métamorphisme F1. Dans la plupart des secteurs étudiés ici, F2 se traduit par des effets mécaniques prédominants accompagnés très secondairement par une nouvelle blastèse : c’est le cas des blastomylonites de Carpapata (fig. 10 A, partie S.-W. de la coupe) où seules de très petites séricites cristallisent dans les plans de mylonitisation. Dans les micaschistes, vers Maraynioc par exemple, on note aussi une rétromorphose partielle à totale des grenats et des biotites en chlorite.

    66Par contre, dans le reste du massif de Maraynioc-Mayrazo et dans celui du Huaytapallana, les associations F1 sont peu touchées par le métamorphisme F2 qui serait donc d’un type très proche de F1. Les biotites recristallisent en arcs polygonaux comme nous l’avons dit et la sillimanite peut recommencer à croître en donnant des houpes très obliques par rapport à s2 ; les structures équantes de certains microlitons des lames de la coupe de Comas seraient aussi dues au métamorphisme F2. Il s’agit donc d’un phénomène surtout thermique et pour l’essentiel postérieur à la phase de plissement F2. La migmatisation que l’on observe dans la partie nord-est de la coupe du rio Tarma (fig. 10 A) serait une autre manifestation de cette élévation de température.

    Image

    planche ii. — tectonique du précambrien →
    1. Plis tardifs centimétriques plissant la foliation des séricitoschistes au nord de Tarma (Massif de Palcoran). 2. Détail de la photo 1. Schistosité de type kink-band affectant la foliation s1 + 2 soulignée par des muscovites. 3. Porphyroblaste d’albite contemporain de la fin de la phase 1, englobant des inclusions d’épidote qui dessinent un pli F1 La foliation s2 moule ce blaste à l’extrémité duquel on note une zone abritée occupée par des chlorites et des muscovites (Massif de Jabonillos). 4. Arcs polygonaux dessinés par des biotites dans un gneiss à biotite, muscovite et grenat de la partie nord du massif du Huaytapallana (coupe de Comas). La recristallisation des biotites serait un peu postérieure à F2.

    Image

    Fig. 14. — Caractéristiques du métamorphisme prograde du Précambrien supérieur ( ?) de la Cordillère Orientale du Pérou, d’après Audefaud et al., 1971
    (A) Suite des sous-faciès
    (B) Allure probable de la courbe température/pression

    5. CONCLUSION

    67Ce qui précède n’est qu’un aperçu sur les noyaux précambriens de la Cordillère Orientale du Pérou central dont l’étude systématique n’a pas encore été abordée. D’ores et déjà quelques faits généraux s’en dégagent :

    • En première approximation et abstraction faite du noyau précambrien de l’anticlinal de Vilca-bamba (galets du rio Pichiari), il semble que l’on ait affaire à une série métamorphique précambrienne unique.
    • Cette série est paradérivée pour l’essentiel et provient de l’érosion d’un socle sialique ; à ces produits terrigènes se joint une quantité appréciable de matériel volcanique basique partiellement remanié. Des roches ultrabasiques sont également présentes mais en quantités minimes.
    • Le métamorphisme principal est du type intermédiaire de basse pression et il peut dépasser l’isograde muscovite (—).
    • La tectonique précambrienne est polyphasée et comprend au moins deux phases isoclinales dont la plus récente donne la foliation visible à l’échelle de l’affleurement, et deux phases post-foliation moins intenses.
    • Le magmatisme syn et tarditectonique lié à cette chaîne est très mal connu. Une partie des granitoïdes du substratum préandin lui appartient vraisemblablement (cf. chap. 3).

    Notes de bas de page

    1 Par souci de simplification, j’utilise les notations F1 F2 pour les phases et S1, S2... pour les foliations correspondantes. De fait, n phases peuvent avoir précédé F1 qui est la première à avoir laissé des structures identifiables, mais la notation Fn + l, Sn + 1,... est trop lourde. De même, pour les directions des structures, j’utilise des notations azimutales comme 030, 140, 230 pour N 030° E, N 140° E, N 230° E.

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    1 Par souci de simplification, j’utilise les notations F1 F2 pour les phases et S1, S2... pour les foliations correspondantes. De fait, n phases peuvent avoir précédé F1 qui est la première à avoir laissé des structures identifiables, mais la notation Fn + l, Sn + 1,... est trop lourde. De même, pour les directions des structures, j’utilise des notations azimutales comme 030, 140, 230 pour N 030° E, N 140° E, N 230° E.

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    Mégard, F. (1978). Chapitre premier. Aperçu sur le substratum précambien. In Étude géologique des Andes du Pérou central (1‑). Institut français d’études andines. https://doi.org/10.4000/books.ifea.1458
    Mégard, François. « Chapitre premier. Aperçu sur le substratum précambien ». In Étude géologique des Andes du Pérou central. Lima: Institut français d’études andines, 1978. https://doi.org/10.4000/books.ifea.1458.
    Mégard, François. « Chapitre premier. Aperçu sur le substratum précambien ». Étude géologique des Andes du Pérou central, Institut français d’études andines, 1978, https://doi.org/10.4000/books.ifea.1458.

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    Mégard, F. (1978). Étude géologique des Andes du Pérou central (1‑). Institut français d’études andines, Instituto geológico, minero y metalúrgico, ORSTOM, Servicio de Geología y Minería. https://doi.org/10.4000/books.ifea.1450
    Mégard, François. Étude géologique des Andes du Pérou central. Lima: Institut français d’études andines, Instituto geológico, minero y metalúrgico, ORSTOM, Servicio de Geología y Minería, 1978. https://doi.org/10.4000/books.ifea.1450.
    Mégard, François. Étude géologique des Andes du Pérou central. Institut français d’études andines, Instituto geológico, minero y metalúrgico, ORSTOM, Servicio de Geología y Minería, 1978, https://doi.org/10.4000/books.ifea.1450.
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