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    Plan détaillé Texte intégral A. LA SÉDIMENTATION DEPUIS LE LADINIEN JUSQU’AU SANTONIEN p.p B. LA SÉDIMENTATION AU CRÉTACÉ TERMINAL ET AU TERTIAIRE INFÉRIEUR C. LA SÉDIMENTATION ET LE VOLCANISME AU COURS DU TERTIAIRE SUPÉRIEUR (DE L’EOCÈNE TERMINAL AU PLIOCÈNE P. P.) 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 4. Le matériel andin

    p. 105-152

    Texte intégral A. LA SÉDIMENTATION DEPUIS LE LADINIEN JUSQU’AU SANTONIEN p.p 1. LA SÉDIMENTATION DU LADINIEN AU BAJOCIEN 1.1. LES SÉRIES DU TRIAS MOYEN ET SUPÉRIEUR, RHÉTIEN COMPRIS (fm. Chambara) Lithologie Faunes et flores Changements de faciès et d’épaisseur Paléogéographie du Trias supérieur (fig. 42 A) 1.2. LES SÉRIES DU LIAS ET DU DOGGER 1.2.1. Les séries côtières : le Dogger du bourrelet côtier d’Ica et Nazca (fin. Rio Grande) 1.2.2. Les séries du Lias et du Dogger des Hauts Plateaux et de la Cordillère Orientale 1.2.2.1. LE LIAS INFÉRIEUR OU FORMATION ARAMACHAY Lithologie et faciès Faune et flore 1.2.2.2. LE LIAS SUPÉRIEUR. BAJOCIEN OU FORMATION CONDORSINGA 1.2.2.3. LE BAJOCIEN DIFFERENCIE : LA FORMATION CHUNUMAYO 1.2.3. Les séries du Lias et du Dogger de la zone subandine 1.2.4. La paléogéographie au Lias et au Dogger 1.3. ESSAI D’INTERPRÉTATION DES FACIÈS DU TRIAS ET DU LIAS DANS LA ZONE-TYPE DU PÉROU CENTRAL 2. LA SÉDIMENTATION AU MALM ET L’ÉPIROGENÈSE « NÉVADIENNE » 2.1. LA SÉDIMENTATION AU MALM 2.1.1. Le Malm du bourrelet côtier : la formation Jaguay 2.1.2. Les formations volcanosédimentaires sur la côte au nord et au sud de Lima 2.1.3. Les formations sédimentaires du versant pacifique 2.1.4. Le Malm sur les Hauts Plateaux 2.1.5. Le Malm dans la zone subandine et l’Amazonie 2.1.6. La paléogéographie au Maint 2.2. L’ÉPIROGENÈSE NÉVADIENNE 2.2.7. Les mouvements post-Dogger et pré-Tithonique 2.2.2. Les mouvements « pré-néocomiens » 3. LA SÉDIMENTATION AU CRÉTACÉ (SANTONIEN INCLUS p.p.) 3.1. LE CRÉTACÉ INFÉRIEUR (ALBIEN EXCLUS) 3.1.1. Les séries (cf. fig. 51) 3.1.2. La datation des séries du Crétacé inférieur 3.1.3. L’origine du matériel terrigène 3.1.4. La paléogéographie au Crétacé inférieur 3.2. LE CRÉTACÉ SUPÉRIEUR (ALBIEN INCLUS) 3.2.1. Les séries 3.2.2. La paléogéographie au Crétacé supérieur 4. CONCLUSION B. LA SÉDIMENTATION AU CRÉTACÉ TERMINAL ET AU TERTIAIRE INFÉRIEUR 1. LA SÉDIMENTATION DANS LA ZONE CÔTIÈRE 2. LA SÉDIMENTATION DANS LES ZONES ANDINE ET SUBANDINE 2.1. LITHOLOGIE 2.2. ÂGE 2.3. LE MILIEU DE SÉDIMENTATION DES COUCHES ROUGES 2.3.1. L’origine des sédiments 2.3.2. Le type de sédimentation 3. LA PALÉOGÉOGRAPHIE AU COURS DU CRÉTACÉ TERMINAL ET DE VEOCENE C. LA SÉDIMENTATION ET LE VOLCANISME AU COURS DU TERTIAIRE SUPÉRIEUR (DE L’EOCÈNE TERMINAL AU PLIOCÈNE P. P.) 1. LES DÉPÔTS MARINS CÔTIERS 2. LES FORMATIONS VOLCANIQUES ET VOLCANOSÉDIMENTAIRES DANS LES ANDES 2.1. POSITION STRATIGRAPHIQUE 2.2. LITHOLOGIE 2.3. ÂGE 3. LES COUCHES ROUGES SUPÉRIEURES DU DOMAINE SUBANDIN 4. LA PALÉOGÉOGRAPHIE AU TERTIAIRE SUPÉRIEUR Notes de bas de page

    Texte intégral

    1La tectorogenèse andine affecte des matériaux très divers ; elle remanie les orogènes précambriens et hercyniens et plisse un matériel paléozoïque supérieur et méso-cénozoïque où l’on distingue trois termes (trois sous-étages structuraux) dans le domaine andin s.s. (Cordillère Occidentale, Hauts Plateaux et Cordillère Orientale).

    • Le terme inférieur comporte l’ensemble du Mésozoïque, à l’exception du Crétacé terminal. Il faut aussi lui adjoindre le Paléozoïque supérieur, puisque la phase tardihercynienne ne se traduit pas par un plissement au Pérou central.
    • Le terme moyen correspond aux couches rouges du Crétacé terminal et du Tertiaire inférieur.
    • Le terme supérieur englobe les séries volcaniques du Tertiaire moyen et p.p. supérieur.

    2Ces termes plissés sont recouverts par des séries détritiques et volcaniques dont l’âge est vraisemblablement tertiaire terminal et quaternaire. Elles sont en général horizontales mais peuvent être fortement déformées dans certains secteurs.

    3Lorsqu’on passe d’un terme à un autre en montant dans la série, l’intensité de la déformation diminue d’un cran ; chacun de ces crans correspond à une phase tectonique plus ou moins bien individualisée selon la zone structurale ét1udiée et se traduit par une discordance.

    4Même sans ces critères structuraux, ces termes se reconnaissent très facilement sur le terrain par leur lithologie. Le Trias moyen et supérieur, le Jurassique et le Crétacé jusqu’au Santonien inclus sont représentés par des séries marines carbonatées à patines claires, beiges à grises, dans lesquelles s’intercale une séquence grésopélitique d’âge néocomien. Les couches rouges, qui sont des pélites, des grès et des conglomérats déposés essentiellement en milieu continental, s’en distinguent aisément par leur teinte, qui va du rouge brique au brun et au vert, et par leur moindre résistance à l’érosion. Les volcanites, en général de teinte plus sombre, sont plus massives et plus résistantes et l’érosion y dégage des abrupts vigoureux.

    5Cette division en trois sous-étages structuraux s’adapte par contre assez mal à la description des séries de la côte pacifique et de l’Amazonie. Sur la côte centrale, on rencontre au sud de 13° S. des séries marines du Tertiaire, peu déformées, discordantes sur un Crétacé plus volcanique et terrigène que carbonaté ; quant au volcanisme cénozoïque, il est absent. Dans la zone subandine et l’Amazonie, la sédimentation est pratiquement continue du Cambrien au Pliocène et la phase majeure de déformation est intra-pliocène ; de plus le volcanisme est presque totalement absent ; néanmoins les événements andins s’y traduisent par des changements dans la sédimentation.

    ***

    A. LA SÉDIMENTATION DEPUIS LE LADINIEN JUSQU’AU SANTONIEN p.p

    6Les terrains mésozoïques affleurent bien dans toutes les zones structurales du centre du Pérou : le batholite lui-même conserve des sédiments dans des enclaves et des septa, la couverture volcanique cénozoïque, moins étendue et plus discontinue que dans le sud, laisse voir le substratum et dans la Cordillère Orientale, d’ailleurs assez étroite, des synclinaux mésozoïques sont conservés.

    7Cette continuité vaut surtout pour le Crétacé et, dans une moindre proportion, pour le Jurassique moyen et supérieur, car le Trias et le Lias ne sont connus qu’au nord-est du faîte de la Cordillère Occidentale.

    8Aussi est-ce surtout le Crétacé qui a donné lieu à des études synthétiques et, en particulier, à celle de J. J. Wilson (1963), qui complète et étend vers le centre les résultats obtenus par V. Benavides C. dans le nord du Pérou (1956).

    9Les coupes de la figure 41 donnent une idée de ce que sont les séries stratigraphiques mésozoïques dans les diverses zones structurales du Pérou central.

    1. LA SÉDIMENTATION DU LADINIEN AU BAJOCIEN

    10Nous avons vu que la transgression marine du Ladinien ou du Norien marque le début du cycle andin et examiné rapidement les modalités du passage du groupe Mitu continental et détritique au Trias moyen ou supérieur marin et carbonate.

    11La mer, qui au Trias supérieur n’occupe qu’un sillon étroit centré sur les Cordillères Centrale et Orientale, étend son empire au cours du Lias : vers l’est elle recouvre la zone subandine et l’Amazonie, vers l’ouest, les Hauts Plateaux et probablement une partie du versant pacifique. Elle se maintient vraisemblablement dans la majeure partie de ces domaines au cours du Dogger.

    12Dans cette mer se déposent d’épaisses séries carbonatées partiellement étudiées par G. Steinmann (1904, 1909) puis par D. H. Mc Laughlin (1924). En 1929, G. Steinmann décrit dans cet ensemble, de bas en haut, trois séries distinctes :

    • Une série calcaire inférieure qu’il attribue au Carnien et au Norien.
    • Une série calcaro-argileuse et bitumineuse moyenne qu’il date de l’Hettangien et du Sinémurien.
    • Une série calcaire supérieure qu’il attribue à la partie inférieure du Lias moyen.
    Image

    Fig. 41. — Principales coupes stratigraphiques du Mésozoïque du Pérou central
    1. D’après W. Ruegg (1957, 1961) et A. Aguirre M. (1961). 2. D’après le rapport inédit de T. Szekely (1969). 3 D’après A von Hille-brandt (1970) et des observations personnelles. 4. D’après J. V. Harrison (1940), J. J. Wilson (1963) T Szekely et L T Grose (1972) et des observations personnelles. 5. D’après J. V. Harrison (1951 a), S. Paredes et des observations personnelles. 6. D’après des documents medtts de la Cerro de Pasco Petroleum Cy. et des observations personnelles. 1. D’après R. Moran et D. Fyfe (1933) et d’après E Koch (1962) a. Séries volcaniques et volcanosédimentaires. b. Brèches, c. Grès. d. Shales et grès. e. Shales, f. Shales à intercalations calcaires, g. Calcaires, h. Calcaires a cherts, i. Calcaires bitumineux, j. Nodules calcaréo-bitumineux. k. Calcaires marneux

    13Ce découpage s’impose de fait dans le paysage, où les calcaires et shales éoliasiques donnent une dépression herbue, souvent couverte de cultures, entre les barres vigoureuses formées par les séries calcaires inférieure et supérieure.

    14J. V. Harrison, dans ses publications de 1940, 1943 a et b, 1956 b et c, adopte ces mêmes subdivisions et les différencie dans ses cartes des Hauts Plateaux entre 11° S. et 12° 30’ S. W. F. Jenks (1951) cartographie sans le diviser ce même ensemble carbonate dans la zone de Cerro de Pasco et lui donne le nom, classique depuis, de groupe Pucara. Les travaux paléontologiques de L. R. Cox (1949) et de O. Haas (1953) précisent l’âge norien et noro-rhétien de la partie inférieure du groupe et, plus récemment, le travail de P. Levin (1974) établit la présence de Ladinien et de Carnien sous le Norien, à la bordure nord-est de la Cordillère Orientale (secteur de San Ramon). L’âge de la lithologie des deux unités supérieures sont redéfinis avec plus de détail par F. Megard (1968) puis par T. Szekely et L. T. Grose (1972) ; ces deux auteurs donnent la première synthèse sur le groupe Pucara dans le Pérou central entre Cerro de Pasco et Huancayo.

    1.1. LES SÉRIES DU TRIAS MOYEN ET SUPÉRIEUR, RHÉTIEN COMPRIS (fm. Chambara)

    15La partie inférieure du groupe Pucara, baptisée formation Chambara en 1961 par L. T. GROSE (rapport inédit), est bien représentée dans le Pérou central depuis la vallée de Chinchao, au nord-est de Huanuco, jusque vers 13° S. Elle affleure dans les synclinaux de la Cordillère Orientale, dans la cuesta mésozoïque continue qui la borde au sud-ouest et, plus au sud-ouest, au cœur de quelques anticlinaux sur les Hauts Plateaux. On ne la connaît ni dans la Cordillère Occidentale, ni sur la côte.

    16Comme nous l’avons vu p. 99-103, la base de cette formation est une « discordance d’érosion » (disconformity) qui, par endroits, passe à une discordance angulaire. Son toit est marqué par un changement lithologique net, mais les couches restent parallèles de part et d’autre.

    Lithologie

    17A la base de la formation Chambara figurent des séries à affinités encore continentales, qui remplissent des dépressions topographiques irrégulières taillées dans le groupe Mitu ; leur épaisseur varie de zéro à 200 ou même 300 m (cf. p. 101) ; il arrive exceptionnellement que ces niveaux se gonflent et composent près de la moitié de la série, comme par exemple à une quinzaine de kilomètres au sud-est de Tarma (coupe d’Incatacuna, cf. Harrison, 1940 et Szekely et Grose, op. cit.).

    18Ces séries terrigènes sont suivies par un ensemble carbonate dont la puissance peut atteindre 3 000 m. Il comporte des calcaires, calcaires dolomitiques et dolomies, habituellement disposés en bancs épais de 0,2 à 3 m mais plus couramment compris entre 0,5 et 1 m, séparés par des lits calcaréo-argileux de quelques centimètres ou par des diasthèmes. Les roches carbonatées ont une couleur grise très claire à noire qui semble liée à un pourcentage croissant de matière organique ; par endroits elles sont franchement bitumineuses ; elles présentent parfois un rubanement pluricentimétrique. Nombre de ces roches sont bioclastiques ou même sont de véritables calcarénites qui peuvent montrer des stratifications obliques. Des brèches intraformationnelles monogéniques sont présentes mais rares. Les cherts et les chailles, disposés parallèlement aux couches, sont fréquents et s’associent souvent en lits continus à surfaces très irrégulières groupés en ensembles de plusieurs mètres ; la silicification atteint souvent les fossiles qui sont alors parfaitement bien conservés. On note aussi des géodes de calcite de quelques centimètres, de forme sphé-rique, très abondantes dans certains bancs. Cet ensemble carbonaté comporte des intercalations diverses : les plus fréquentes sont des shales, siltstones et grès souvent cinéritiques et alors d’un vert brillant, disséminés dans toute la série. Plus rares sont les gypses rouges et gris que l’on trouve en place près de la base de la série carbonatée à Muylo, sur la vieille route Tarma-La Oroya.

    Faunes et flores

    19Les travaux anciens (Jaworski, 1922 ; Steinmann, 1929) attribuaient un âge carnien aux séries carbonatées de Cerro de Pasco (calcaires du Cerro Uliachin). La découverte par B. Boit (1940), dans la même planche v. — le matériel andinzone, d’un Pseudomonotis ochotica en place, puis les études paléontologiques de L. R. Cox (1949) sur les échantillons récoltés par J. V. Harrison, de O. Haas (1953) sur le matériel collecté par W. F. Jenks et de J. Megard-Galli (in Megard, 1968) établissent en divers points l’âge de la série calcaire inférieure. Les fossiles les plus répandus sont des Gastéropodes, souvent silicifiés, appartenant à une dizaine d’espèces différentes, plus rares sont les Myophories, le Brachiopode Spondylospira et le Pectinidé Pseudomonotis ochotica. O. Haas (op. cit.), après un examen exhaustif de cette faune, conclut à un âge norien à noro-rhétien. Notons que le Rhétien franc à Avicula contorta n’a été identifié que près de San Ramón (Levin, 1974).

    Image

    planche v. — le matériel andin
    Stratification oblique dans les calcaires du Lias supérieur près de San Pedro de Cajas (Hauts Plateaux). 2. Nodules de calcaire siliceux et bitumineux dans les shales bitumineux du Lias inférieur (même localité que 1). 3. Pli synsédimentaire en chevron, à charnière épaissie, dans les grès du Néocomien des Hauts Plateaux (vers la mine de charbon de Negro Bueno). 4. Pli synsédimentaire du même type que (3) dans les shales et calcaires hauteriviens de Lima (fm. Pamplona). Lima, raffinerie de Conchan.

    20On attribue aussi un âge norien à noro-rhétien aux calcaires inférieurs (fm. Suta) de la région de Leimebamba (6° 40’ S., 77° 45’ W.) datés par de nombreuses Ammonites qui coexistent avec P. ochotica (Jaworski, 1922), et aux séries carbonatées du Nevado de Acrotambo dont les faunes, attribuées au Ladinien par K. Körner (1937), ont été réétudiées par O. Haas (op. cit.).

    21Les auteurs étaient donc d’accord pour attribuer un âge exclusivement norien et noro-rhétien à la fm. Chambara. Cette conclusion est remise en question par la découverte récente (Levin, 1974), des Ammonites Protrachyceras reitzi (Ladinien inférieur) et Aulacoceras indusens (Carnien) dans la base de la formation, à proximité de San Ramón. Il s’ensuit :

    • Soit que la transgression triasique a atteint la zone de San Ramón dès le Ladinien et ne s’est étendue vers les Hauts Plateaux qu’au Norien (cf. fig. 46).
    • Soit que la transgression triasique a débuté partout au Ladinien, mais sans laisser de fossiles de cet âge ailleurs qu’à San Ramón. Seules de nouvelles recherches permettront de lever cette indétermination.

    Changements de faciès et d’épaisseur

    22La lithologie de la fm. Chambara, telle que nous l’avons définie ci-dessus, est typique des zones où la formation mesure 500 à 1 000 m ; hors de ces limites, on observe des changements de faciès assez notables.

    23Aux environs de Cerro de Pasco, les sections étudiées par W. F. Jenks sous le nom de groupe Pucará indivis correspondent en fait uniquement à la fm. Chambara1 (Cox, 1949 ; Haas, 1953).

    24De part et d’autre de la faille subméridienne de Cerro de Pasco s’opposent un domaine oriental, où la série compte 2 900 m de calcaires et dolomies sombres souvent bitumineux et un domaine occidental avec 620 m de calcaires et dolomies clairs, rarement bitumineux, avec de nombreuses intercalations de shales dont l’une, de teinte verte et rouge, atteint 70 m d’épaisseur. L’épaisseur réduite de la section occidentale est due, dans une proportion impossible à préciser, à l’érosion précrétacée, mais par contre le changement de faciès est indéniable. Le jeu inverse d’âge tertiaire de la faille de Cerro de Pasco, qui est inclinée à 50-60° vers l’est, ne suffit pas à expliquer cette juxtaposition de faciès. Il est nécessaire que cette faille ait joué au Trias en faille de subsidence, en effondrant le bloc oriental.

    25Plus au sud, on retrouve l’opposition entre une zone positive sud-ouest, à Trias supérieur d’épaisseur réduite et d’une zone négative nord-est à Trias supérieur épais, de part et d’autre d’une limite située un peu au nord-est du cours du rio Mantaro entre 11° S. et 11° 30’ S. et au long de ce même cours d’eau au sud de La Oroya, ainsi que J. V. Harrison le note dans ses coupes tectoniques en 1943. Ce schéma semble hérité de la tectonique tardihercynienne. Dans la zone positive sud-ouest, les séries s’amincissent rapidement vers l’ouest. Elles ne dépassent pas 200 m autour des boutonnières paléozoïques de Chulpan et Malpaso ; il est vraisemblable que le sel du diapir de San Blas, le seul des Andes du Pérou central, est d’âge triasique et issu de la partie basale de ces séries réduites.

    26Sur le flanc nord-est du dôme de Yauli, le Trias est peut-être encore représenté dans la série basale du groupe Pucara et en particulier, par les 6 à 7 m de grès blancs et calcaires et les 40 m de calcaires clairs qui composent sa partie la plus inférieure ; ces couches, décrites par A. J. Terrones comme appartenant, au Mitu, indiquent en fait le début de la transgression de la mer Pucara ; à la pointe nord du même dôme le gypse de Morococha pourrait également être triasique. Par contre, le Pucara du flanc sud-ouest du dôme est exclusivement liasique (Szekely et Grose, op. cit.). Plus au sud-ouest et au sud, seuls affleurent des terrains post-triasiques.

    27Les réductions d’épaisseur ou même l’absence du Norien et du Noro-Rhétien à la bordure sud-ouest des Hauts Plateaux entre 10° 30’ S. et 11°45’ S. peuvent être dus soit à un dépôt initial réduit ou nul, soit à l’érosion, survenue au début du Lias, d’une série Chambara d’épaisseur normale. T. Szekely et L. T. Grose (op. cit.) sont en faveur de la seconde hypothèse. Je penche pour la première du fait que :

    1. L’existence de séries carbonatées réduites d’âge norien et nororhétien et celle de séries très minces à calcaires, grès et shales souvent rouges vraisemblablement en partie triasique, est liée à la présence de zones positives à l’intérieur ou en bordure du bassin triasique.
    2. L’absence dans le Lias de produits de l’érosion du Trias et en particulier de conglomérats à galets de chert est difficilement compatible avec une telle érosion.

    28Certes, il y a hiatus, et même émersión au début du Lias, mais ces processus ne sauraient, du moins dans le centre du Pérou, expliquer à eux seuls l’amincissement et la disparition du Trias supérieur vers le sud-ouest.

    29Dans la Cordillère Orientale, les quelques témoins de Trias montrent que la série s’amincit vers le nord-est. De plus de 600 m vers Huancayo, la couverture triasique carbonatée passe à 200 m dans le flanc nord-est du synclinal de Ricran, puis, plus à l’est, à des cargneules qui laissent supposer le passage à des séries évaporitiques (Paredes, 1972). Plus au nord-est, dans la région de San Ramón, le Trias moyen et supérieur (Rhétien compris) atteint à nouveau 500 ou 600 m (Levin, 1974). Beaucoup plus au sud, dans la vallée du rio Mantaro au nord-ouest de Huanta (74° 30’ W., 12° 46’ S.), le Trias supérieur est vraisemblablement représenté par une centaine de mètres de calcaires, marnes et dolomies clairs, partiellement glauconieux, intercalés de grès lie de vin et de gypse en bancs et lentilles de 0,10 m à 1 m de puissance. Par endroits, une centaine de mètres de gypse couronnent cette séquence, qui est recouverte en concordance par les calcaires noirs, fétides, à Vola alata, du Lias.

    30Dans la zone subandine on retrouve une séquence Pucara au nord de 11° 30’ S., mais elle n’a donné que des fossiles liasiques sauf dans la vallée de Chinchao située 30 km au sud de Tingo Maria. Là, G. Steinmann (1929) a daté du Trias une série carbonatée de plus de 3 000 m de puissance, constituée de calcaires bleu-noir parfois bitumineux plus pauvres en cherts que le Chambara typique (cf. aussi Koch, 1962). Il est donc possible qu’en d’autres points la base du Pucara subandin indifférencié, dit aussi fm. Santiago, soit triasique.

    Paléogéographie du Trias supérieur (fig. 42 A)

    31Dans la mesure où les changements d’épaisseur du Trias moyen et supérieur au sud de 11° S. sont liés pour l’essentiel aux conditions originelles de dépôt, le dessin des isobathes, donné par T. Szekely et L. T. Grose (op. cit.) et intégré ici avec quelques modifications de détail dans un cadre régional plus vaste, donne une idée de la forme générale du bassin triasique et du taux de subsidence dans ce bassin. Il a une forme allongée et l’axe de la subsidence maximale a une direction en gros nord-sud de la vallée du rio Chinchao jusqu’à 11° 15’ S., puis nord-ouest-sud-est jusqu’au voisinage d’Ayacucho où le bassin se terminait vraisemblablement en doigt de gant car, à Andahuaylas, R. Marocco (1971) relève l’absence du Trias. Dans l’ensemble, la forme du bassin triasique ne préfigure pas celle des structures andines : on voit, en particulier, que l’axe de subsidence traverse en oblique la Cordillère Orientale dans la partie nord de la carte (fig. 42 a).

    32Au sud de 11° 45’ S., la limite sud-ouest des terrains triasiques n’est due qu’à leur disparition sous la couverture plus récente ; on sait seulement d’après W. Rüegg (1957) que la série mésozoïque du bourrelet côtier d’Ica, la plus complète de la côte centrale, débute avec l’Aalénien qui repose directement sur le Permien ou sur des roches plus anciennes.

    33Dans son ensemble, le bassin triasique peut être considéré comme néritique, mais le Trias attend une étude sédimentologique et pétrographique sérieuse. L’absence de sédiments terrigènes, sauf à proximité immédiate de rivages, indique une érosion très faible des zones émergées, et très probablement, l’absence de reliefs marqués dans ces zones.

    Image

    Fig. 42 A. — Carte des isopaques des séries carbonatées du Trias supérieur du Pérou central, d’après Szekely et Grose, 1972, légèrement modifié
    1. Faciès carbonatés. 2. Couches rouges à intercalations carbonatées. 3. Evaporites. 4. Limite probable du bassin. 5. Limite d’affleurement
    Fig. 42 B. — Lithofaciès du Trias supérieur du Pérou et de Bolivie, d’après E. Audebaud et al, 1973
    1. Faciès volcanosédimentaire. 2. Faciès carbonatés. 3. Faciès saumâtres gréso-argileux. 4. Faciès continental et saumâtre à rares intercalations carbonatées. 5. Evaporites. Les flèches indiquent les communications possibles d’un bassin à un autre ou à la mer ouverte

    34Si on replace le Pérou central dans un ensemble plus large (fig. 42 B) on voit que le bassin triasique du centre du Pérou était un vaste golfe qui communiquait avec la mer ouverte au niveau de 5° S. et peut-mêtre aussi entre 5 et 10° S. car à ces latitudes le Trias a pu s’étendre largement vers l’ouest : en effet, il ne disparaît dans cette direction que caché par des sédiments plus récents ou érodé avant le dépôt du Lias ou celui du Crétacé.

    1.2. LES SÉRIES DU LIAS ET DU DOGGER

    35Le Lias affleure très largement sur les Hauts Plateaux, dans la Cordillère Orientale et la zone subandine, mais n’est pas connu sur la côte ni dans le versant pacifique des Andes du Pérou central.

    36Il y a continuité apparente de la sédimentation entre le Noro-Rhétien et le Lias, mais le Rhétien franc n’a été identifié paléontologiquement qu’à San Ramón, et on ne connaît dans tout le Pérou que trois gisements de fossiles hettangiens. Par ailleurs, J. J. Wilson et L. Reyes (1964) décrivent une discordance angulaire entre Sinémurien et Trias supérieur sur la rive droite du rio Marañon par 7° 30’ S. Ce ne sont là que des indices isolés, mais qui sont tous en faveur d’une régression au moins partielle au cours du Rhétien, suivie, à l’Hettangien, d’une transgression au long de l’axe du bassin norien. Cette transgression s’affirme au Sinémurien, dont les dépôts s’étendent sur une zone beaucoup plus vaste que ceux du Norien.

    37Le Lias supérieur se dépose en continuité sur le Sinémurien et semble occuper les mêmes surfaces.

    38Le Dogger2, par contre, n’a été identifié paléontologiquement qu’en quelques points : sur les Hauts Plateaux, il fait corps avec l’ensemble triasico-liasique Pucara dont il forme le sommet ; il en serait de ême dans la zone subandine (cf. infra). Sur la côte, par contre, le Trias et le Lias sont absents et le Dogger s’intercale entre des terrains prémésozoïques divers et le Malm.

    39La figure 43 donne les colonnes stratigraphiques les plus typiques du Lias et du Dogger du Pérou central.

    1.2.1. Les séries côtières : le Dogger du bourrelet côtier d’Ica et Nazca (fin. Rio Grande)

    40Dans ce secteur, la sédimentation andine s’initie à l’Aalénien ou au Toarcien supérieur. Les séries de cet âge reposent indifféremment sur le socle précambrien ou sur le Paléozoïque ; elles sont essentiellement volcaniques et épaisses de quelques centaines de mètres à plus de 1 200 m ; des sédiments terrigènes fossilifères s’y intercalent et permettent de les dater. Leur étude que nous résumons brièvement ici a été effectuée par W. Rüegg (1957).

    41Les volcaniques sont les produits de l’activité souvent explosive d’un groupe de volcans alors situés en mer. Ce sont pour l’essentiel des brèches, des agglomérats, des tufs et des conglomérats volcaniques à stratification mal définie. Leurs éléments, tout comme les roches qui composent les coulées, sills et stocks hypabissaux associés à ces séries volcanoclastiques, sont des roches pauvres en silice, à labrador-andésine et souvent à olivine, fréquemment porphyritiques. On y a déterminé des basaltes, des diabases, des andésites peu nombreuses et de rares dacites.

    42Les sédiments intercalés sont des grès calcareux, des arkoses, des brèches carbonatées à grains fin, des calcaires enfin.

    43Les fossiles sont :

    • de rares ammonites, déterminées par W. J. Arkell comme Hammatoceras alleoni Dumortier ( ?) qui, en Europe, détermine encore le Toarcien supérieur et Planammatoceras aff. planinsigne Vacek, forme aalénienne typique,
    • des gastéropodes et des lamellibranches, dont l’assiciation indique plutôt un âge bajocien selon L. R. Cox, des coraux,
    • des restes de plantes qui seraient d’âge jurassique moyen.

    44En résumé, la formation Rio Grande est aalénienne et bajocienne... et peut-être aussi toarcienne à sa partie inférieure.

    1.2.2. Les séries du Lias et du Dogger des Hauts Plateaux et de la Cordillère Orientale

    45Sur les Hauts Plateaux entre 10° 30’ S. et 12° 30’ S., on différencie très facilement deux unités dans le Lias : la plus basse ou fm. Aramachay correspond à l’Hettangien et à la plus grande partie du Sinémurien ; c’est une formation tendre, calcaréo-argileuse, parfois gréseuse et surtout toujours riche en bitume ; la plus haute ou fm. Condorsinga, franchement calcaire, représente le sommet du Sinémurien, le Pliens-bachien, le Domérien et le Toarcien et peut monter dans l’Aalénien et le Bajocien. Il ne semble pas que l’on puisse différencier aisément ces unités au sud de 12° 30’ S., ni au pourtour du dôme de Yauli, où le Lias se réduit à une série calcaire de 200 à 500 m, datée en son milieu par des Ammonites sinémuriennes (T. Szekely et L. T. Grose, 1972). Notons aussi qu’à proximité de Huancavelica on différencie le Bajocien calcaro-gréseux sous le nom de fm. Chunumayo.

    46Dans la Cordillère Orientale, en particulier dans le synclinorium de Ricran, on retrouve l’unité inférieure bitumineuse du Lias et son unité supérieure calcaire. Cette distinction apparaît encore clairement dans la colonne stratigraphique donnée par P. Levin (1974) pour la mine de San Vicente, près de San Ramón.

    1.2.2.1. LE LIAS INFÉRIEUR OU FORMATION ARAMACHAY

    47La stratigraphie de cette formation a été étudiée très en détail par T. Szekely et L. T. Grose (1972) sur les Hauts Plateaux, depuis le lac de Junin jusqu’à Huancayo ; j’ai largement utilisé leur étude dans ce qui suit.

    Lithologie et faciès

    48Le Lias inférieur est représenté par des shales, des calcaires et des grès très fréquemment bitumineux ; c’est, nous l’avons déjà souligné, un excellent niveau repère qui se traduit morphologiquement par une zone déprimée. Typiquement, ce sont les shales plus ou moins limoneux qui prédominent, suivis des grès à grain fin, des calcaires et des cherts disposés en lits ; les calcaires se présentent en bancs de 20 à 50 cm, fréquemment lenticulaires, ou en nodules discoïdaux dont le diamètre peut atteindre le mètre ; on note aussi des lits volcano-détritiques. L’ensemble a une teinte noire et une patine brun-lilas claire très caractéristique.

    49Dans la région type d’Aramachay, qui borde au sud-ouest la dépression quaternaire de Jauja-Huan-cayo, T. Szekely et L. T. Grose (1972 et comm. écrite) ont observé au sommet de la formation, qui au total mesure 300 à 350 m, une série phosphatée de 60 à 100 m d’épaisseur. Les phosphates sont répartis dans des niveaux calcaréo-pélitiques, des grès, des calcaires ; ils sont soit disséminés, soit en nodules et parfois associés à de la glauconie. Ces auteurs notent également des shales très bitumineux riches en sélénium et vanadium à 80 m de la base de la formation.

    50Le toit du Noro-Rhétien et la base du Lotharingien, qui encadrent la fm. Aramachay, sont également très riches en cherts et en matière organique.

    51Hors de la zone d’Aramachay, où les termes les plus argileux de la série sont particulièrement bien développés, ce sont les calcaires bitumineux siliceux en lentilles ou nodules qui sont les plus typiques : on les reconnaît depuis la région de Cerro de Pasco jusqu’à 12° 30’ S., dans la partie nord-est des Hauts Plateaux et le synclinorium de Ricran.

    52Dans la région de San Ramón (Levin, 1974), on passe à des calcaires toujours bitumineux, riches en sulfures, mais disposés en bancs continus, qui forment l’essentiel de la série liasique.

    53Dans certains secteurs, par exemple dans la partie centrale des Hauts Plateaux, entre le lac de Junin et La Oroya, des grès s’introduisent dans la série. J. V. Harrison (1943 a) note une intercalation de grès bigarrés épaisse de 80 m et diverses intercalations gréseuses mineures dans une série sinémurienne par ailleurs typique, qui mesure 400 m, située quelques kilomètres au nord-est de La Oroya. Les coupes de T. Szekely et L. T. Grose (1972), une vingtaine de kilomètres au nord-ouest de La Oroya, montrent aussi un Lias inférieur épais (450 m) où les apports gréseux jouent un grand rôle, soit en intercalations franches, soit associés aux calcaires et aux shales. Une partie des grès sont cinéritiques, sur le parallèle 12° 30’ S., à la limite des feuilles de Huancayo et Conaica. Dans la zone de San Ramón, P. Levin (1974) note aussi des intercalations de grès et un horizon tufacé.

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    Fig. 43. — Principales coupes stratigraphiques du Lias et du Dogger dans le Pérou central
    a. Grès. b. Shales. c. Calcaires, d. Calcaires à silex, e. Calcaires bitumineux à silex, f. Shales et marnes bitumineux, g. Nodules de calcaires bitumineux h. Calcaires gréseux, i. Gypse et sel. j. Roches volcaniques et volcanosédimentaires. k. métamorphites

    54Enfin, le Lias inférieur est sans doute représenté, sur le parallèle 12° 30’ S., à la limite des feuilles de Huancayo et Huancavelica et à proximité du bord ouest des Hauts Plateaux, par des calcaires gris, noduleux, à patine jaune-brun clair, et par des marnes gris-verdâtre ; ils affleurent au cœur de quelques anticlinaux, sous plus de 1 000 m de calcaires du Lias supérieur. Si l’on avait confirmation de leur âge, il y aurait là un changement latéral de faciès très net.

    Faune et flore

    55L’Hettangien n’a été identifié qu’en deux localités du Pérou central :

    • Dans le synclinal de Ricran, 17 km au nord-est de Jauja, où J. V. Harrison (1943 a) a recueilli les Ammonites Psiloceras et Caloceras ;
    • A la mine de San Vicente, près de San Ramón, où P. Levin (1974) a découvert plusieurs spécimens de Schlotheimia angulata Schloth. et plusieurs espèces de Psiloceras (planorbis, jolmstoni, reis).

    56Par contre, les ammonites sinémuriennes sont nombreuses dans le matériel récolté par J. V. Harrison (1943 a), O. H. Schindewolf (1957), T. Szekely et L. T. Grose (1972), P. Levin (1974) et par moi-même. Ce sont des Ariétitidae avec les genres Arnioceras, Agassiceras, Arietites, Vermiceras, Coroniceras et des Schlotheimidae comme Angulaticeras et Boucaulticeras ; on note aussi Microderoceras. Tous ces genres sont caractéristiques du Sinémurien inférieur selon M. K. Howarth qui a étudié le matériel de T. Szekely et L. T. Grose. La présence de Paltechioceras et d’Eparietites déterminés par O. A. Pardo (in Megard, 1968) et qui caractérisent le Sinémurien supérieur, pose un problème, car Microderoceras du Sinémurien inférieur se trouve souvent tout au sommet de la fm. Aramachay.

    57Dans l’état actuel de la question, nous considèrerons que la formation Aramachay a un âge hettangien à sinémurien inférieur, mais que localement le faciès bitumineux Aramachay peut monter jusque dans le Sinémurien supérieur.

    58La formation contient aussi des Lamellibranches, des Pectinidés en particulier, ainsi que des débris de bois récoltés par O. H. Schindewolf à l’est de La Oroya et par T. Szekely et L. T. Grose, 20 km au nord-nord-est de La Oroya.

    1.2.2.2. LE LIAS SUPÉRIEUR. BAJOCIEN OU FORMATION CONDORSINGA3

    59C’est une formation presque exclusivement carbonatée dont la puissance dépasse fréquemment 1 000 m. Les calcaires, qui en composent la majeure partie, sont bien Iités et disposés en bancs de 20 à 70 cm qui, exceptionnellement, atteignent 2 et même 3 m. Souvent ils sont oolithiques ou bioclastiques et passent même à des calcarénites ; ils peuvent montrer des stratifications obliques. Ils contiennent des cherts ou des chaules qui sont particulièrement abondants dans la moitié inférieure de la formation et fréquemment concentrés dans des bandes de quelques mètres d’épaisseur ; souvent la dissolution de ces bandes ne laisse qu’une abondance de chaules décalcifiées très légères et isolées de leur gangue.

    60Le passage d’un banc calcaire à un autre se fait par l’intermédiaire d’un diasthème ou par des lits marneux très minces et lenticulaires qui passent le plus souvent inaperçus. Les intercalations marneuses ou pélitiques plus épaisses sont rares, mais sont facilement repérables par leurs couleurs vives rouges ou vertes : les shales bariolés de la zone de Huayucachi (8 km au sud de Huancayo) attribués par J. V. Harrison (1956 c, p. 23) au Lias inférieur, appartiennent en fait à la fm. Condorsinga. Une partie de ces intercalations sont cinéritiques.

    61Les fossiles les plus fréquents sont diverses espèces de térébratules, de rhynchonelles et de spiriferines de grande taille, des lamellibranches dont la classique Vola alata, des Echinodermes dont Pentacrinus, des coraux et des éponges. L’âge de la formation est donné par des Ammonites, assez rares et de petite taille mais souvent silicifiées, qui appartiennent aux genres Oxynoticeras, Coeloceras, Androgynoceras, Uptonia, Harpoceras, Esericeras et Phymatoceras (dét. O. A. Pardo in Mégard, 1968), tous du Sinémurien supérieur au Toarcien supérieur ; un Graphoceratidae mal conservé, récolté à proximité de couches datées du Toarcien supérieur, suggère que l’Aalénien est également présent.

    62Enfin, J. V. Harrison (1956 c, p. 26) a trouvé un Stephanoceras aff. S. humphriesianum Sow. (dét. W. J. Arkell) 19 km au sud-sud-ouest de Huancayo, dans un anticlinal où affleure, selon F. Megard (1968), le sommet de la fm. Condorsinga. Une lettre récente de J. M. Edmonds (University Museum, Oxford) vient de me préciser la position exacte de ce gisement : la fm. Condorsinga peut donc également monter jusque dans la partie inférieure du Bajocien moyen. Ces faits n’apparaissent pas clairement à la lecture du texte de J. V. Harrison (op. cit., p. 25-27) ; ce texte suggère au contraire que ce Stephanoceras provient des « 210 à 245 m de calcaires gris lités régulièrement avec, à leur base, un horizon jaune clair à crème », qui dans la partie sud-ouest de la feuille de Huancayo (Harrison, op. cit., et Mégard, 1968) forment une unité bien distincte insérée entre (i) des grès inférieurs (fm. Cercapuquio, Megard, 1968) reposant eux-mêmes sur le Toarcien et (ii) des grès supérieurs néocomiens. L’âge de cette unité calcaire distincte ou calcaires « Chaucha », que j’avais à tort assimilée à la fm. Chunumayo du Dogger (cf. infra) en m’appuyant sur l’article de J. V. Harrison se trouve donc remis en question, de même que l’âge des grès Cercapuquio sous-jacents qui n’ont pas livré de fossiles déterminables : ces unités appartiennent vraisemblablement au Jurassique supérieur (cf. p. 124).

    1.2.2.3. LE BAJOCIEN DIFFERENCIE : LA FORMATION CHUNUMAYO

    63Jusqu’à présent, le Bajocien n’a été identifié comme une unité géologique bien individualisée que sur la feuille de Huancavelica où S. Narvaez et C. Guevara (1968) l’ont cartographiée. Ce Bajocien, qui affleure entre 10 et 20 km au sud de Huancavelica (Hacienda Chunumayo) était connu depuis le début du siècle.

    64D’après E. Jaworski (1913, 1915), il comporte des calcaires sombres, gréso-argileux, à patine jaunâtre qui, selon S. Narvaez (comm. orale), reposent en concordance sur les calcaires du Lias et sont ravinés par les grès néocomiens ; leur épaisseur, estimée à partir de la carte géologique, peut dépasser 600 m. Ce sont eux que C. Weaver (1942) puis S. Narvaez dans la légende de sa carte, ont baptisé fm. Chunumayo.

    65Ces calcaires ont fourni des Lamellibranches, des Brachiopodes et surtout une riche faune d’Ammonites décrite par E. Jaworski (1913, 1915) et par G. Steinmann (1929) et qui comprend : Sonninia mesa-cantha (Waagen) et S. arenata du sommet de la zone à Sowerbyi, Otoites sauzei d’Orb., Emileia polyschides (Waagen), E. polymera (Waagen), Stephanoceras aff. bayleanum (Oppel) de la zone à Sauzei et Stephanoceras humphriesianum (Sow.). Ces formes établissent donc la présence du sommet du Bajocien inférieur et de la partie inférieure du Bajocien moyen.

    66J. Barreda A. (1975) décrit également une série d’âge aalénien à bajocien moyen dans la région située au sud du coude du rio Pampas (fig. 45). Cette série comprend des calcaires intercalés avec des grès et, au sommet, des shales bruns à fines intercalations de gypse ; ces derniers contiennent un Stephanoceras cf. S. humphriesianum.

    67Les calcaires du Bajocien des Hauts Plateaux sont étroitement liés aux séries carbonatées Pucara triasico-liasiques et aaléniennes dont ils forment le sommet dans les rares cas où l’érosion pré-crétacée ne les a pas balayés. La présence d’éléments terrigènes dans ces calcaires peut s’interpréter comme un signe précurseur de l’émersion bathonienne.

    1.2.3. Les séries du Lias et du Dogger de la zone subandine

    68Sur une largeur d’une cinquantaine de kilomètres, au nord-est de l’anticlinorium de la Cordillère Orientale, on retrouve des calcaires bitumineux à cherts, avec quelques intercalations de shales et grès également calcareux. Cet ensemble, épais de plus de 1 000 m, représente le Lias : on y a trouvé quelques ariétites une vingtaine de kilomètres au nord d’Oxapampa au long de la route de Chorobamba. Ceci n’exclut pas que d’autres termes, triasiques en particulier, y soient inclus. Cette série, souvent appelée « calcaires Santiago », disparait vers le nord-est.

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    Fig. 44. — Carte des lithofaciès du Lias
    1. Calcaires. 2. Volcanites et récifs calcaires. 3. Grès et shales à intercalations calcaires et évaporitiques. 4. Grès et évaporites. 5. Limites d’affleurement. 6. Communication entre bassins. 7. Communications avec le Pacifique

    69Cet ensemble carbonaté est surmonté par un ensemble terrigène qui contient encore d’épaisses intercalations calcaires ; il a été bien décrit par E. Koch (1962) vers Tingo Maria où il comprend de bas en haut :

    • Une série terrigène barale (360 m) avec des grès conglomératiques brun-violacé (55 m), reposant directement sur le Lias, suivis de pélites brun-rouge (265 m) puis de 40 m de grès ;
    • 400 m de calcaires et dolomies gris-sombre ;
    • Des grès, pélites et shales bruns à intercalations calcaires, qui dépasseraient 500 m.

    70Cette unité, que l’on peut appeler « Sarayaquillo4 inférieur » est recouverte en concordance par une unité terrigène beaucoup plus grossière ou « Sarayaquillo supérieur ».

    71Le « Sarayaquillo inférieur » a été également décrit par A. Rosenzweig (1953 a) 250 km au nord de Tingo Maria, au long du cours moyen du rio Huallaga, et par les géologues de la Cerro de Pasco Petroleum Cy. dans les environs d’Oxapampa ; dans ce dernier secteur, il contient en plus du sel, du gypse et une coulée basaltique à proximité de sa base. Au sud-est d’Oxapampa, les séries carbonatées et évapori-tiques se réduisent ; elles sont encore présentes vers Puente Paucartambo, 30 km au nord de La Merced, où elles sont également associées à une coulée de basalte amygdalaire et à des grès rouges ; mais elles semblent absentes au niveau de Satipo.

    72Au nord-est d’une ligne nord-ouest-sud-est située à peu près 50 km au nord-est de la Cordillère Orientale, les calcaires Santiago disparaissent et le Sarayaquillo inférieur, là où il existe, s’intercale entre le Permien et le Sarayaquillo supérieur. Il s’agit là encore d’une série terrigène rouge à intercalations calcaires et évaporitiques dont l’épaisseur se réduit progressivement vers l’est. On la connait dans le forage OX-7-1 (colonne 7, fig. 43), situé à 40 km au nord-est d’Oxapampa, où l’ensemble du Sarayaquillo mesure plus de 1 700 m, épaisseur due en partie à la migration du gypse et du sel vers l’axe de l’anticlinal foré ; comme à Tingo Maria, le Sarayaquillo inférieur débute par 300 m de grès rouges. Plus à l’est, il est absent du bombement de Sira et de la vallée du Tambo ; les séries, dites aussi fm. Ené, qui avaient été attribuées au Sarayaquillo inférieur dans cette région (Huff, 1949), ont depuis livré des palynoflores du Permien supérieur (Ch. Martin et J. Paredes, manuscrit en prép.).

    73Aucun fossile n’a jamais été découvert dans le « Sarayaquillo » ni dans les séries équivalentes d’autres secteurs de l’Amazonie péruvienne et équatorienne. Cependant, on peut considérer que le « Sarayaquillo inférieur » est anté-bathonien. En effet, la régression bathonienne, phénomène général dans tous les pays andins (cf. Harrington, 1962) se place logiquement entre le Sarayaquillo inférieur, encore saumâtre, et le Sarayaquillo supérieur continental.

    74Là où il surmonte le Lias, on peut donc attribuer au Sarayaquillo inférieur un âge aalénien et/ou bajocien. Par contre, là où elle repose directement sur le Paléozoïque supérieur, la base du Sarayaquillo inférieur est sans doute un équivalent latéral des séries carbonatées du Lias et même du Trias (fig. 46). Si on refuse cette hypothèse, on admet ipso facto que le Dogger inférieur est transgressif vers l’est par rapport au Lias, ce qui paraît peu logique vu ses caractéristiques de dépôt régressif.

    1.2.4. La paléogéographie au Lias et au Dogger

    75La paléogéographie du Lias du Pérou central est assez bien connue au nord-est d’une ligne qui, au nord, suit approximativement la bordure nord-est de la Cordillère Occidentale et, au sud, la bordure nord-est des affleurements volcaniques néotertiaires. Au nord, cette ligne est une limite érosionnelle pré-crétacée. Au sud, c’est une simple limite d’affleurements à proximité de laquelle le Lias mesure encore plus de 600 m ; la mer liasique, de toute évidence, s’étendait vers le sud-ouest au-delà de cette limite. Y avait-il à ce niveau connection avec le Pacifique ? Si oui, cette connection ne s’établissait pas par le secteur côtier voisin d’Ica, puisque W. Rüegg (1957) y relève une lacune totale entre le Permien et l’Aalénien.

    76Par contre, dans le sud du Pérou, on retrouve un Lias volcanique bien connu près d’Arequipa, où il contient des lentilles de calcaires récifaux (Jenks, 1948). Plus à l’est, à proximité du lac Titicaca, les calcaires et shales noirs de la partie inférieure de la fm. Lagunillas contiennent des Ariétites sinémuriennes (Portugal, 1974).

    77Dans la zone où l’on peut tracer une carte des faciès (fig. 45), on reconnaît la ligne de rivage de la mer liasique du côté du bouclier brésilien où on localise successivement la bordure nord-est des faciès bitumineux liasiques puis celle du « Sarayaquillo inférieur » saumâtre. On l’identifie aussi dans la zone d’Abancay : selon R. Marocco (1968, 1971), la série liasique transgresse directement sur le Permien et comprend au moins 1 000 m de calcaires avec des intercalations de gypse et de sel associées à des couches rouges et à des calcaires bitumineux lenticulaires ; plus à l’est cette série s’amincit puis disparaît en biseau à l’est de Limatambo. On note également la présence de gypse dans le Lias dans l’angle nord-ouest de la feuille de Huanta (74° 30’ W., 12° 30’ S.).

    78Les affleurements trop isolés du Dogger et le fait qu’il n’ait pu être identifié paléontologiquement dans la zone subandine rendent très interprétative la figure 45. On n’a en particulier aucune idée claire sur la forme et l’extension des bassins et sur leurs connections. Dans la mesure où le Dogger « Chunumayo » fait corps avec le Lias, il est cependant logique d’inférer une relation entre le bassin de dépôt Chunumayo et celui où se sédimentait le Sarayaquillo inférieur.

    1.3. ESSAI D’INTERPRÉTATION DES FACIÈS DU TRIAS ET DU LIAS DANS LA ZONE-TYPE DU PÉROU CENTRAL

    79Dans la région de Chambara-Aramachay (angle sud-ouest de la feuille de Jauja, vers 75° W., 12° S.) on observe très schématiquement, du Norien au Lias supérieur, la succession lithologique suivante :

    1. grès à plantes avec intercalations carbonatées (partie inférieure de la fm. Chambara),
    2. calcaires à cherts passant vers le haut à des lits de cherts continus (partie supérieure de la fm. Chambara),
    3. mudstones et shales bitumineux, auxquels sont associés vers le bas des lits de cherts et vers le haut des lits phos-phatiques (fm. Aramachay),
    4. calcaires, plus riches en cherts et en matière organique vers la base (fm. Condorsinga).

    80Cette succession rappelle beaucoup celle de la formation Phosphoria du Permien du Wyoming (Duff et al., p. 191-192, 1967). Mc Kelvey et al. (1959, p. 5) l’interprètent par des changements de la profondeur du bassin, c’est-à-dire de la vitesse de subsidence : pour la zone Chambara-Aramachay la subsidence dépasserait le taux de sédimentation de (1) à (3), le processus inverse jouant entre (3)et(4).

    81Par contre, la bathymétrie absolue des dépôts reste une inconnue. Signalons que selon Pettijohn (1957) l’association grès-phosphates-glauconie-chert reconnue par T. Szekely et L. T. Grose (1972) à Aramachay indique encore un milieu « de plateforme ».

    82C’est aussi une plateforme subsidente recouverte d’une tranche d’eau peu épaisse qu’évoquent pour l’essentiel les séries carbonatées du Noro-Rhétien et du Lias où abondent les crinoïdes fixés et les Gastéropodes.

    83L’interprétation proposée ci-dessus de la sédimentation à Aramachay a pour conséquence de faire du Rhétien, dans ce secteur, une période d’accélération de la subsidence, donc vraisemblablement de distension. Les mêmes mouvements de distension du Rhétien et, plus tard, de l’Hettangien et du Siné-murien inférieur, causeraient l’émersion de certains blocs et leur érosion. Il en résulterait des ruptures de la sédimentation carbonatée marquées par l’irruption de shales rouges et de grès bariolés dans le bassin, relevée par Kearney vers La Oroya (in Harrison, 1943 a), de même que, beaucoup plus au nord, la discordance du Sinémurien sur le Norien signalée par J. J. Wilson et L. Reyes (1964).

    Image

    Fig. 45. — Carte des lithofaciès du Bajocien 1.
    Volcanites. 2. Calcaires. 3. Grès. 4. Shales. 5. Limites d’affleurement. 6. Evaporites. 7. Communications entre bassins. 8. Communications avec le Pacifique.

    2. LA SÉDIMENTATION AU MALM ET L’ÉPIROGENÈSE « NÉVADIENNE »

    2.1. LA SÉDIMENTATION AU MALM

    84Au Pérou central, le Malm n’a été identifié paléontologiquement que sur le bourrelet côtier un peu au sud de Nazca, mais des formations datées de la limite Malm-Crétacé sont connues sur la côte de part et d’autre de Lima et au moins en un point du versant pacifique des Andes. Dans les Andes, sur les Hauts Plateaux, on peut attribuer au Malm une formation gréseuse et une formation calcaire intercalées entre le sommet des calcaires Pucara (toarcien à aalénien selon les points) et les grès néocomiens. On ne connait rien d’équivalent dans la Cordillère Orientale où le Crétacé inférieur, lorsqu’il est présent comme dans le synclinorium de Ricran par 12° 45’ S., recouvre directement le Lias. Enfin, dans la zone subandine et l’Amazonie, les séries rouges de la partie supérieure de la fm. Sarayaquillo pourraient représenter le Malm.

    2.1.1. Le Malm du bourrelet côtier : la formation Jaguay

    85Cette formation volcanique et sédimentaire a été définie et étudiée par W. Ruegg (1957, 1961) auquel nous empruntons ce qui suit. Elle n’est connue jusqu’à présent que sur quelques kilomètres carrés, 50 km au sud 10° W. de Nazca.

    86Elle mesure près de 1 000 m, sa base n’est pas visible mais la cartographie prouve qu’une discordance angulaire la sépare du Dogger ; à son sommet elle passe en continuité aux séries pélitiques et volcaniques du Crétacé inférieur. Elle se compose pour les deux tiers de coulées andésitiques et dacitiques, auxquelles sont associés des agglomérats et des cinérites silicifiées, et pour un tiers de calcaires et de grauwackes parfois microconglomératiques qui s’intercalent dans les volcanites. Des Virgatosphinctes appartenant à plusieurs espèces permettent de dater la formation Jaguay du Tithonique inférieur.

    2.1.2. Les formations volcanosédimentaires sur la côte au nord et au sud de Lima5

    87Depuis Ancon, 35 km au nord-est de Lima, jusqu’à Mala, 75 km au sud-sud-ouest de Lima, l’unité-clé pour la cartographie est constituée par les shales clairs, blanchâtres, jaunâtres ou violacés, de la formation Puente Inga. Leur abondante faune d’ammonites comprend des genres (1) tithoniques : Aulacosphinctes, Protacanthodiscus, Substeueroceras, (2) tithoniques à berriasiens : Berriasella, Spiticeras, (3) berriasiens à valanginiens : Neocomites, Thurmanniceras, (4) et même un genre barrémien supérieur à aptien inférieur : Ancyloceras. Aussi la formation Puente Inga est plutôt néocomienne pour C. Lisson (1907) ou R. Rivera (1951) mais plutôt tithonique pour O. A. Pardo (comm. orale in Szekely, 1969) ; retenons qu’elle se place à la limite Tithonique-Néocomien et que l’on peut considérer que les séries sous-jacentes appartiennent au Malm.

    88Ce Malm sous-jacent est surtout volcanique ; il comporte des coulées le plus souvent porphyritiques et de nature andésitique associées à des brèches et à quelques intercalations de shales et grauwackes et plus rarement de calcaires ; il ne contient aucun fossile diagnostique et son épaisseur connue peut dépasser 500 m. Ce sont là les roches les plus anciennes qui affleurent sur la côte entre 9° S. et 13° 40’ S.

    2.1.3. Les formations sédimentaires du versant pacifique

    89Dans la vallée de Huaytara, affluent de la rive gauche du rio Pisco, 245 km au sud-ouest de Lima et à 100 km de la côte, des shales noirs à Berriasella, Substeueroceras et Leopoldia, équivalents donc de la fm. Puente Inga, recouvrent (Bellido, 1956) des quartzites blancs et des shales noirs à nodules pyriteux avec des restes de Mytilus et de plantes (Otozamites), que cet auteur attribue au Jurassique supérieur.

    90On retrouve des couches identiques 20 km au nord-nord-ouest vers Ticrapo dans la vallée du rio Pisco (H. Salazar, carte géologique inédite du département de Huancavelica, Servicio Geol. Mineria, 1970).

    91Cette succession avec son Berriasien à Ammonites n’est connue que dans ce secteur réduit. Partout ailleurs dans la partie haute du versant pacifique, la base du Crétacé comprend un paquet de quartzites clairs, massifs, faciles à reconnaître : dans le nord du Pérou (7° S. à 10° S.), ces quartzites, dits formation Chimu (Benavides, 1956), sont datés par leur intercalation entre des shales et grès du Portlandien et des calcaires du Valanginien supérieur ; dans le centre on retrouve ces calcaires valanginiens au-dessus des quartzites, qui ici, surmontent une épaisse série de shales souvent charbonneux et de pélites noires avec des intercalations de grès et quartzites plus clairs. Cette série, la formation Oyôn de J. J. Wilson (1963), connue depuis Huallanca (10° S.) jusqu’à Yauyos (12° 30’ S.), contient des restes de plantes comme Weichselia ou Otozamites, d’âge encore jurassique supérieur selon les uns, déjà néocomien selon d’autres ; on peut admettre qu’elle représente le Portlandien. La similitude de position et de faciès avec le Jurassique supérieur de Huaytara suggère que la fm. Oyôn est en partie équivalente.

    2.1.4. Le Malm sur les Hauts Plateaux

    92Dans le secteur sud-ouest des Hauts Plateaux, en particulier entre 12° S. et 12° 45’ S., sur les parties sud-ouest de la feuille de Huancayo, nord-est de la feuille de Yaugos et nord-ouest de la feuille de Conaica, une formation gréseuse dite fm. Cercapuquio et une formation calcaire dite fm. Chaucha6 s’intercalent en concordance apparente entre le sommet des calcaires Pucara (Lias et Bajocien) et la base des grès néocomiens Goyllarizquisga. J’assimile à ces deux formations des grès bariolés surmontés de calcaires ayant la même position stratigraphique et situés (i) dans la terminaison sud de l’anticlinal de La Oroya, au long de la route Lima-Huancayo, (il) près de Casaragra (75° 57’ W., 11° 27’ S.), de part et d’autre de la route La Oroya-Cerro de Pasco, et (iii) près de Chicrin, sur la route de La Quinua à Atacocha (76° 11’ W., 10° 36’ S.).

    93La fm. Cercapuquio, relativement tendre, est légèrement déprimée entre les calcaires Pucara et les calcaires Chaucha. Elle comprend essentiellement des grès, souvent feldspathiques, parfois limonitiques, disposés en bancs réguliers, dont l’épaisseur varie généralement entre 60 cm et quelques mètres ; ils montrent fréquemment une lamination interne fine parallèle à la stratification ou un peu oblique. Ils sont séparés par des interbancs silteux qui dans certaines parties de la série s’épaississent jusqu’à devenir prépondérants. Cette formation n’a pas livré de fossiles marins mais contient de nombreux débris de plantes mal conservés. Elle correspondrait à un milieu deltaïque.

    94La fm. Chaucha dessine une corniche facilement repérable, constituée de bancs calcaires de 20 à 50 cm avec des interbancs marneux de quelques centimètres et des intercalations également marneuses qui peuvent atteindre plusieurs mètres vers le sommet de la série. Ces calcaires sont des pelmicrites ou des pelmicrosparites parfois oolithiques, à Ostracodes, Lamellibranches, Gastéropodes, débris d’Echinodermes rares Foraminifères et rares coprolithes (analyse de Ph. Dufaure), indiquant un milieu littoral ou laguno-littoral.

    95C’est au long du parallèle 75° 30’ W. entre 12° 15’ S. et 12° 30’ S. que ces formations sont les plus épaisses, atteignant 800 m pour les grès et 250 m pour les calcaires près de la mine de Cercapuquio. Chacune de ces formations voit son épaisseur se réduire très rapidement et dans des proportions identiques aussi bien vers le nord que vers l’est ; en une vingtaine de kilomètres, leur puissance totale dépasse de 1 000 m à 0 dans la partie sud-ouest de la feuille de Huancayo. Vers l’ouest et le sud, elles disparaissent sous des formations plus récentes.

    96L’âge des fm. Cercapuquio et Chaucha reste assez mal défini. Je rappelerai d’ailleurs qu’en 1968, j’avais assimilé ces calcaires « Chaucha » aux calcaires « Chunumayo » du Bajocien en m’appuyant sur J. V. Harrison (cf. p. 117). En 1973, je m’étais rallié à un âge crétacé inférieur, en reprenant l’interprétation des géologues de la Cerro de Pasco Corp. Les fossiles que j’avais trouvés jusqu’alors, à savoir de nombreuses Nerinella sp. et des débris d’Echinodermes, n’apportaient, en effet, pas d’argument chronologique. Depuis, j’ai trouvé de nouveaux fossiles, en particulier des Lamellibranches bien conservés dans des marnes près de Chaucha, parmi lesquels S. Maeda a déterminé Vaugonia sp., genre connu depuis le Lias jusqu’au Jurassique supérieur. Quant aux microfaciès étudiés par Ph. Dufaure, ils présentent quelques similitudes avec ceux du Jurassique moyen et supérieur mésogéen. Les arguments de superposition permettent heureusement de réduire l’indécision, puisque les calcaires Pucara sous-jacents montent jusque dans le Toarcien et même dans le Bajocien (cf. p. 117) ; la lacune du Bathonien étant par ailleurs générale au Pérou et pratiquement dans toute l’Amérique du Sud, j’admets donc que les fm. Cercapuquio et Chaucha se sont déposées au cours du Malm. Ceci étant admis, reste le problème de la corrélation avec les autres formations du Malm et en particulier la fm. Oyôn, qui serait portlandienne. En effet, il est improbable que les calcaires « Chaucha » se soient déposés sur une plateforme flanquée du côté de la haute mer par la zone de dépôt de la série terrigène Oyón qui ne contient pas de carbonates. Il semble plus logique d’admettre que les fm. Chaucha et Cercapuquio sont plus anciennes que la fm. Oyôn dont elles pourraient constituer le soubassement, au moins localement.

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    Fig. 46. — Essai de corrélation des séries triasiques et jurassiques sur une coupe schématique SW-NE, au Malm
    1 a Ladinien et Carnien. 1 b Norien. 2. Lias. 3. Dogger (fm. Chunumayo). La partie inférieure de la formation Sarayaquillo (3 a, 3 6) représente soit le Dogger seul (3 a) soit tout ou partie du Trias, du Lias et du Dogger (3 b). La ligne 4 symbolise la régression bathonienne. Elle est suivie par le dépôt des grès Cercapuquio (5 a) et des calcaires Chaucha (5 b) dans le bassin occidental et par le dépôt des conglomérats et des grès rouges de la partie supérieure de la fm. Sarayaquillo (5) dans le bassin oriental. 5, 5 a, 5 b sont attribués au Malm

    2.1.5. Le Malm dans la zone subandine et l’Amazonie

    97Sous les grès littoraux attribués au Néocomien qui forment la partie inférieure de la fm. Agua Caliente, on trouve dans la zone subandine, et jusqu’à la vallée du rio Ucayali, une formation dite Sarayaquillo, dont la partie inférieure est encore saumâtre et la partie supérieure franchement continentale et souvent conglomératique. J’attribue ce changement brutal de sédimentation à la régression bathonienne, phénomène qui affecte l’ensemble des Andes (Harrington, 1962, p. 1795), et je donne en conséquence un âge bajocien ou plus ancien au Sarayaquillo inférieur et un âge Malm au Sarayaquillo supérieur (fig. 46), ... à défaut de toute indication paléontologique (cf. p. 117-119)

    98Le Sarayaquillo supérieur est une formation molassique rouge à brune, composée dans la région de Tingo Maria (Koch, 1962) de 830 m de grès à grain moyen, brun clair avec des taches rougeâtres surmontés par 760 m de grès identiques qui servent de matrice à des galets de 7 à 30 cm composés de quartz, de roches métamorphiques et ignées, de calcaires et de shales. Cette unité s’amincit rapidement vers l’est et disparait près du rio Ucayali ; à l’est de ce fleuve, on ne la connait que dans le forage Rayo-1 dans la partie méridionale des montagnes de Contamana, avec une épaisseur de 57 m. Tout comme le Sarayaquillo inférieur, le Sarayaquillo supérieur semble absent dans le bombement de Shira, la vallée du rio Tambo, et plus au sud-est, dans les coupes des défilés de Mainique et de Coñec (cf. p. 119).

    99Ces caractéristiques montrent, en première approximation et malgré l’effet indéniable de l’érosion précrétacée sur les épaisseurs du Sarayaquillo, que le dépôt de cette formation est lié à l’émersion et à l’érosion du secteur andin oriental postérieurement au Bajocien. Attribuer un âge bathonien ( ?) et jurassique supérieur au Sarayaquillo supérieur me semble donc l’option la plus logique.

    2.1.6. La paléogéographie au Maint

    100La répartition verticale et horizontale des faciès au Malm est résumée par les figures 47 a et 47 b. Ces figures mettent en évidence un dispositif paléogéographique entièrement nouveau qui conditionnera ensuite la sédimentation dans le Pérou central et septentrional durant tout le Crétacé. Ce dispositif, classique pour le Crétacé depuis les travaux de V. Benavides (1956) et J. J. Wilson (1962) montre, du sud-ouest vers le nord-est :

    • L’arc volcanique occidental qui, connu depuis le Trias, subsistera jusqu’à la fin du Crétacé ;
    • Un bassin occidental à caractère « géosynclinal » en relation avec le Pacifique ;
    • Un géanticlinal bordé au sud-ouest par une plateforme et qui, selon les époques et les régions, sera terre émergée ou haut fond ;
    • Un bassin oriental subandin dont les communications avec le Pacifique seront aléatoires.

    101Vers la fin du Malm, le bassin occidental reçoit, au sud-ouest, des séries volcaniques et volcanosédi-mentaires, et au nord-est, des séries terrigènes où prédominent les influences continentales ; le géanticlinal est émergé ainsi que sa plateforme bordière sud-occidentale ; le bassin oriental est bien individualisé (Koch, 1962) et piège des molasses rouges provenant en majeure partie du géanticlinal en cours de surrection.

    2.2. L’ÉPIROGENÈSE NÉVADIENNE

    102Malgré un grand nombre d’imprécisions qui résultent d’une analyse stratigraphique et paléontologique incomplète et de l’absence de toute étude sédimentologique publiée, il ressort de la comparaison des cartes générales d’extension et de faciès du Lias, du Bajocien, du Malm et du Crétacé inférieur (fig. 48) que des changements paléogéographiques importants se sont produits à certaines époques du Jurassique moyen et supérieur.

    103Ces changements sont la conséquence de mouvements « névadiens s.l. » auxquels W. Rüegg s’est intéressé dans ses diverses publications ; il conclut à une véritable tectorogenèse (« Gebirgsbildung ») névadienne, située entre le Dogger et le Malm et qui affecterait une grande partie du territoire péruvien. En fait, il est rarement possible de dater avec précision ces mouvements qui d’ailleurs, s’apparentent plus à une épirogenèse comme nous allons le voir.

    2.2.7. Les mouvements post-Dogger et pré-Tithonique

    104Des mouvements de cet âge ont été décelés par W. Rüegg (1957, 1961, 1962) dans le bourrelet côtier au sud de Nazca.

    105Un fait semble certain ; il existe dans cette région une discordance angulaire entre le Tithonique et le Dogger, même si elle ne peut être observée directement à la base du seul affleurement tithonique connu, et il y a par contre concordance entre le Tithonique et le Crétacé qui passent l’un à l’autre d’une façon continue. Mais les levés en cours du Service Géologique péruvien ne semblent pas confirmer la présence de structures névadiennes bien individualisées recouvertes par le Tithonique ou le Crétacé discordant (comm. écrite, J. Caldas).

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    Fig. 47. — Carte et répartition en coupe des lithofaciès du Malm supérieur
    1. Séries volcaniques et volcanosédimentaires. 2. Grès et shales marins. 3. Grès deltaïques et continentaux. 4. Conglomérats. 5. Lentilles de charbon. 6. Direction des apports détritiques

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    Fig. 48. — Répartition des lithofaciès du Lias, du Dogger, du Malm et du Crétacé inférieur au Pérou et dans le Sud de l’Equateur (d’après E. Audebaud et al., 1973, modifié)
    1. Grès. 2. Shales. 3. Grès et shales. 4 Calcaires. 5. Shales et calcaires. 6. Faciès volcaniques et volcano-sédimentaires. 7. Evaporites. 8. Directions d’apports détritiques. 9. Communications entre bassins et avec l’océan Pacifique. Les initiales portées sur les cartes désignent les villes suivantes : Ae = Arequipa. Ai = Arica. Ca = Cajamarca. H = Huancayo. I = Iquitos. L = Lima. N = Nazca. Ta = Talara

    106La discordance angulaire observée par W. Rüegg prenait une dimension régionale7 lorsqu’on la mettait en rapport avec la discordance du Crétacé proche de l’horizontale sur le Callovien plissé, observée par A. J. Douglas (1920) dans le secteur peu étendu de Lagunillas entre Arequipa et le lac Titicaca et datée par N. D. Newell en 1949. Cet argument en faveur de l’existence d’une phase névadienne, sans aucun doute le plus convaincant, vient de disparaître : selon E. Audebaud (comm. orale), le Crétacé fossilifère affleure sous forme d’olistostromes au sein d’un conglomérat tertiaire effectivement discordant sur le Callovien.

    107La section du Jurassique d’Arequipa, l’une des plus complètes du Pérou, étudiée par W. F. Jenks (1948), V. Benavides (1962) et W. Garcia (1968) apporte des éléments de comparaison plus valables : la seule discordance nette que l’on y observe est celle du Callovien (base du groupe Yura) sur des calcaires (fm. Socosani) datés du Toarcien supérieur et du Bajocien inférieur à moyen. On peut donc parler ici d’une discordance bathonienne ; signalons à ce propos que la lacune du Bathonien est générale dans toute l’Amérique du Sud8.

    2.2.2. Les mouvements « pré-néocomiens »

    108L’érosion pré-néocomienne est l’un des effets les plus constants des mouvements verticaux névadiens s.l. On rencontre fréquemment des conglomérats à galets de cherts dans le Néocomien, qui témoignent de l’érosion des calcaires liasiques et triasiques.

    109Au cours d’une tournée avec B. Dalmayrac, nous avons observé sur la partie nord de la feuille de Cerro de Pasco de remarquables karsts prénéocomiens.

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    Fig. 49. — Coupe à travers le karst jurassique de Chichirraquina (10° 30’ S, route de Cerro de Pasco à Vinchos) 1. Permien supérieur et Trias inférieur et moyen (grès et cgi. rouges). 2. Calcaires triasico-liasiques. 3. Grès néocomiens contenant des blocs éboulés (2’) de calcaire triasico-liasique. 4. Sill basaltique. 5. Sill d’andésite à hornblende

    110A Chichirraquina (fig. 49) un karst ancien recoupe en oblique les strates des calcaires triasiques, épais de 200 à 300 m et atteint même le niveau du Permien supérieur dont les dragées de quartz remaniées se retrouvent dans les grès néocomiens à lentilles de charbon qui remplissent les échancrures du karst. Ces mêmes grès emballent des blocs calcaires de plusieurs mètres cubes, voire plusieurs dizaines de mètres cubes, éboulés en cours de sédimentation.

    11118 km plus à l’est, on voit un autre karst fossilisé par les grès néocomiens coiffer une centaine de mètres de calcaires triasiques, alors que 1 km plus au sud-ouest, les mêmes grès reposent directement sur le Paléozoïque inférieur. Là une tectonique de distension a vraisemblablement joué avant ou au cours de de l’érosion karstique.

    112Dans les exemples évoqués ci-dessus les couches du Néocomien et du Trias ou du Lias sous-jacents restent parallèles et c’est là le cas le plus fréquent. On connait cependant nombre d’exceptions :

    • La carte à 1/50 000 que R. F. Johnson et al. (1955) ont donnée de la zone d’Atacocha, située 15 km au nord-nord-est de Cerro de Pasco, montre que les grès néocomiens, recoupant sous un angle très faible le sommet du Pucara, font disparaître les 250 m supérieurs de la série jurassique.
    • A Rancas, 7 km à l’ouest de Cerro de Pasco, la discordance angulaire est évidente (pl. VI, 3).
    • Il en est de même dans le flanc sud-ouest du synclinal de Chanchamina, 15 km au nord 70° W. de Tarma, où la base du Néocomien est une brèche presque entièrement constituée de débris de cherts qui repose avec une discordance de 10 à 15° sur les calcaires liasiques.
    • E. Bellido (1956) signale également une discordance angulaire à la base du Berriasien de Huaytara.

    113En l’absence de séries datées du Malm avec certitude, déterminer l’âge de ces mouvements reste un problème aussi bien sur les Hauts Plateaux que dans la Cordillère Occidentale du Pérou central ; tout au plus peut-on dire qu’ils sont post-bajociens et pré-néocomiens. Peut-être la discordance de base du Néocomien est-elle dans certains secteurs héritée d’une discordance bathonienne. Ce n’est en tout cas pas un fait général dans les Andes du Pérou, puisque dans le nord les mouvements pré-crétacés sont post-tithoniques (Benavides, 1956). L’érosion pré-crétacée est aussi présente dans la zone subandine, où E. Koch (1962) l’a étudiée entre 7° S. et 10 ° C. A partir de ses résultats, de ceux de V. Benavides (1956) et J. J. Wilson (1963) et des diverses observations que nous venons de rapporter, on peut tracer une carte géologique approximative du Pérou central avant le dépôt du Crétacé (fig. 50).

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    Fig. 50. — Carte géologique schématique du Pérou entre 7° S et 14° 30’ S à la fin du Malm 1. Malm. 2. Dogger. 3. Lias. 4. Trias supérieur. 5. Paléozoïque supérieur. 6. Paléozoïque inférieur. 7. Paléozoïque inférieur (Eohercynien) et Précambrien. 8. Faille normale : a sure, b probable.

    114Dans l’ensemble, aussi bien sur la côte que dans les Andes, les mouvements névadiens s.l. apparaissent comme des mouvements verticaux liés à de la distension ; on observe certes des discordances angulaires à la base du Malm ou à la base du Crétacé inférieur, mais nul n’a mis en évidence des structures névadiennes liées à de la compression.

    3. LA SÉDIMENTATION AU CRÉTACÉ (SANTONIEN INCLUS p.p.)

    115Au Pérou, le Crétacé est l’époque dont l’histoire géologique est la mieux connue, car toutes les zones structurales, la Cordillère Orientale exceptée, contiennent des affleurements crétacés nombreux et étendus, qui en général ont été bien étudiés (Benavides, 1956 a ; Wilson, 1963).

    116Le Crétacé inférieur (Berriasien-Aptien) comporte pour l’essentiel des séries terrigènes avec quelques intercalations carbonatées ou volcaniques particulièrement bien développées dans le secteur côtier. A l’opposé, le Crétacé supérieur (Albien-Santonien) est surtout calcaire, sauf sur la côte où les faciès volcaniques et volcano-sédimentaires l’emportent, et à la bordure du Bouclier brésilien où des biseaux gréseux s’intercalent. Dans l’ensemble, la série crétacée présente un aspect plus varié que les séries jurassiques ou tertiaires du fait de l’alternance de termes dont les teintes et la résistance à l’érosion sont différentes ; il en résulte habituellement une succession de corniches et de vires facilement repérables sur le terrain (pl. VI, 1, 2).

    117La base du Crétacé est transgressive sur des terrains d’âges variés ; la surface de contact est souvent une discordance d’érosion et plus rarement une discordance angulaire : elle témoigne des mouvements épirogéniques « névadiens » que nous venons d’évoquer. Une autre discordance limite habituellement vers le haut la série crétacée ; elle est post-santonienne et due à la phase de compression fini-crétacée, qui donne des structures difficiles à identifier hors des zones où elles sont recouvertes par des molasses rouges du Crétacé terminal-Eocène dites « couches rouges ».

    118Pour chaque étage ou groupe d’étages, en particulier dans le Crétacé inférieur, on observe sur toutes les transversales des variations de faciès (fig. 51 A) bien mises en évidence par V. Benavides (1956 a), puis J. J. Wilson (1962) ; ces variations s’intègrent dans le dispositif paléogéographique défini par ces auteurs et adapté ici au Pérou central (fig. 51 B).

    119Je n’insisterai ici que sur les points qui viennent compléter ou modifier le travail de J. J. Wilson en tenant compte des informations nouvelles contenues dans les travaux récents de T. S. Szekely (1967, 1969), de A. Von Hillebrandt (1970), de E. Koch (1962) et de E. Koch et E. Blissenbach (1960), auxquels le lecteur intéressé pourra se référer.

    3.1. LE CRÉTACÉ INFÉRIEUR (ALBIEN EXCLUS)

    3.1.1. Les séries (cf. fig. 51)

    120Les séries côtières n’enregistrent aucune rupture de la sédimentation marine entre le Malm et le Crétacé inférieur. La formation Puente Inga, dont les faunes ont des affinités à la fois tithoniques et berria-siennes, constitue un lien naturel entre ces deux époques.

    121Les sédiments terrigènes et carbonates, marins pour la plupart, prédominent ; les intercalations volcaniques sont localement importantes vers la base de la série où des grès et shales peuvent passer latéralement à des volcanites sur de très courtes distances, ce qui montre le caractère localisé du volcanisme à cette époque (Szekely, 1969).

    122Dans la Cordillère Occidentale, les dépôts terrigènes prédominent plus nettement. Dans la partie moyenne du versant pacifique (E. Bellido, 1956) ils sont encore marins et parfois associés à un volcanisme andésitique. Dans la partie haute du versant, ils deviennent saumâtres et continentaux : dans le Néocomien inférieur les plantes fossiles abondent et leur accumulation donne des lits charbonneux ; plus haut une intercalation carbonatée unique, la fm. Santa, qui est un bon niveau repère depuis le nord du Pérou jusqu’à 12° 30’ S., témoigne d’une transgression marine au cours du Valanginien. Elle est recouverte par des grès et shales noirs, saumâtres, datés du Valanginien supérieur dans le nord du Pérou ; ils sont coiffés par une centaine de mètres de shales et grès rouges souvent tufacés (fm. Carhuaz) puis par des grès calcareux qui annoncent les calcaires et marnes de l’Albien. Cet ensemble éo-crétacé dépasse 1 000 m.

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    Planche vi. — le matériel andin
    1. Coupe type du Crétacé des Hauts Plateaux, à Chulec, près de La Oroya, vue vers le sud-est. 1. Calcaires liasiques (Gpe. Pucara). 2. Grès néocomiens (fm. Goyllarisquizga). 3. Calcaires et calcaires marneux de la partie inférieure de l’Albien moyen (fm. Chulec). 4. Calcaires bitumineux de la partie supérieure de l’Albien moyen (fm. Pariatambo). 2. Coupe du Crétacé à la limite Hauts Plateaux Cordillère Occidentale 50 km à l’Ouest de la photo 1 (vue vers le sud-est). Les chiffres 1, 2, 3 et 4 désignent les mêmes terrains et le chiffre 5, les calcaires de l’Albien supérieur-Conacien (fm. Jumasha). On note que la partie inférieure de l’Albien moyen est plus épaisse et beaucoup plus marneuse. Des failles inverses raides répètent plusieurs fois la série crétacée. 3. Discordance de la base du Néocomien gréseux sur le Trias calcaire à Rancas, près de Cerro de Pasco (vue vers le sud-est). 4. Base de banc montrant de nombreux terriers, dans les calcaires marneux de la partie inférieure de l’Albien moyen (nouvelle route de Cerro de Pasco à La Quinua).

    123Le passage aux Hauts Plateaux se traduit par un changement très net d’épaisseur et de faciès : on n’a plus que quelques centaines de mètres de grès de teinte dominante blanche qui contiennent des lentilles de charbon dans leur partie supérieure : c’est la formation Goyllarisquizga, équivalent latéral, selon J. J. Wilson (1963) de toutes les formations éocrétacées de la Cordillère Occidentale énumérées dans le paragraphe précédent. Des coulées volcaniques de composition basaltique s’intercalent dans la partie supérieure de ce Néocomien à la pointe nord du dôme de Yauli, au nord-ouest et au nord de Cerro de Pasco (Mc Laughlin, 1924 ; Johnson et al., 1955) ainsi qu’à Huancavelica (Yates et al., 1951).

    124Le Crétacé inférieur est inconnu dans la Cordillère Orientale au niveau du Pérou central.

    125Dans la zone subandine, seule la partie inférieure des grès de la formation Agua Caliente9 peut être attribuée au Crétacé inférieur. Ce sont des grès littoraux massifs, de couleur claire, qui reposent, parfois par l’intermédiaire d’un conglomérat basai, sur les grès rouges du Sarayaquillo supérieur attribués au Malm. Ils sont surmontés par des shales, siltstones et grès noirâtres baptisés membres Aguanuya Espe-ranza et Paco par B. Kummel (1948) ; celui-ci a trouvé dans le membre Esperanza le Lamellibranche, Psilomya (Ptychomya) lissoni Sommer., fréquent dans les marno-calcaires « Chulec » des Andes péruviennes septentrionales et centrales qui représentent la partie inférieure de l’Albien moyen (cf. infra).

    3.1.2. La datation des séries du Crétacé inférieur

    126Les termes marins peuvent être le plus souvent datés avec précision, notamment par des faunes d’Ammonites ; c’est le cas en particulier dans les séries côtières (cf. Rivera, 1951 et les travaux cités en note infrapaginale, p. 122) où la plupart des étages, du Berriasien à l’Albien, ont été ainsi identifiés. Les calcaires « Santa » de la Cordillère Occidentale ne sont datés du Valanginien supérieur que par corrélation avec l’unité équivalente du nord péruvien (Benavides, 1956 a).

    127Les termes saumâtres et continentaux n’ont livré qu’une flore comparable à celle du Wealdien anglais avec des Ptéridophytes comme Weichselia, Cladophlebis, Sphenopteris, des Equisetites, des Cycadophytes comme Otozamites et Zamites et des Conifères comme Brachyphyllum. Les travaux concernant cette flore sont anciens ; ceux de G. Steinmann (1929) et de C. Lisson et B. Boit (1942) concluent à un âge néocomien qui semble effectivement le plus probable. II est cependant possible que la base des séries terrigènes comporte des termes d’âge jurassique supérieur.

    3.1.3. L’origine du matériel terrigène

    128Ainsi que J. J. Wilson l’a souligné en 1962, trouver une origine à plusieurs dizaines de milliers de kilomètres cubes de roches terrigènes dont la majeure partie est purement quartzeuse n’est pas un mince problème. On peut néanmoins l’approcher en utilisant les observations sur les directions de courant et sur la nature des éléments élastiques.

    129Les structures sédimentaires sont très fréquentes dans les terrains éocrétacés : les stratifications obliques, parfois même en chevron (pl. V, 3), les chenaux, les slumps et les ripple-marks sont chose commune dans les grès ; les calcaires et shales montrent aussi des slumps remarquables dans la série calcaréo-marneuse du Néocomien supérieur-Aptien (fm. Pamplona) des environs de Lima où on observe des plis synsédimentaires isoclinaux de plusieurs mètres avec épaississement des charnières (pl. V, 4).

    130Sur la côte ces observations sont cohérentes : les courants se dirigeaient vers le secteur est et les pentes avaient un regard est, comme on peut le déduire aussi du sens d’écoulement de certaines coulées de laves, donné par de petits plis d’entrainement au contact de sédiments sous-jacents (observation de O. A. Pardo). Des terres émergées, où affleurait un matériel sialique puisque certains grès néocomiens de Lima renferment plus de 90 % de quartz et même des débris de roches métamorphiques, se trouvaient donc au large de la côte actuelle.

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    Fig. 51. — Les changements de faciès du Crétacé dans le Pérou central
    A. — Variations latérales sur une coupe SW-NE. 1. fm. Oyon (sup.) et Chimu : Berriasien à Valanginien inférieur. 2. fm. Santa : Valanginien supérieur 3. fm. Carhuaz et Pariahuanca : Hauterivien à Albien inférieur. 4. fm. Chulec : partie inférieure de l’Albien moyen. 5. fm. Pariatambo : partie supérieure de l’Albien moyen. 6. fm. Jumasha : Albien supérieur à Coniacien. 7. fm. Celendin : partie inférieure du Santonien. 1-3. fm. Goyllarisquizga : Berriasien à Albien inférieur (Néocomien). 8. Partie inférieure de la fm. Agua Caliente : Berriasien ( ?) à Albien inférieur. 9. mbre. Esperanza : base de l’Albien moyen. 10. Partie supérieure de la fm. Agua Caliente : milieu de l’Albien moyen. 11. mbre. Huaya et fm. Chonta : sommet de l’Albien moyen à Coniacien. a. Faciès volcaniques et volcano sédimentaires. b. Grès ou quartzites c. Grès et shales, d. Shales et calcaires, e. Calcaires francs, f. Calcaires marneux, g. Calcaires bitumineux, h. Evaporites
    B. — Bloc-diagramme montrant le dispositif paléogéographique qui contrôle la sédimentation au milieu de l’Albien moyen. Le substratum prémésozoïque apparaît en barré oblique et les séries triasiques et jurassiques en grisé

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    Fig. 52. — Cartes de lithofaciès du Crétacé inférieur
    1. Formations volcaniques et volcanodétritiques. 2. Grès deltaïques et littoraux. 3. Charbon. 4. Grès et quartzites marins. 5. Shales. 6. Shales à intercalations calcaires. 7. Calcaires. 8. Direction des apports

    131Ces observations sont également cohérentes dans la partie nord-est des Hauts Plateaux où les courants se dirigeaient vers l’ouest et le sud-ouest. La proximité de terres émergées situées dans la Cordillère Orientale est également suggérée par des stratifications obliques très redressées, des niveaux d’émersion à encroûtements ferrugineux et des lits à plantes flottées évoquant un milieu lacustre (J. Perriaux, comm. écrite) à Chanchamina par exemple. Le fait que la base des couches rouges fini-crétacée de la Cordillère Orientale repose directement sur le Pennsylvanien à faciès flyschoïde suggère qu’une partie au moins du matériel clastique éocrétacé provient du Permien supérieur, du Pennsylvanien lui-même et des granites tardi-hercyniens, les débris de cherts étant issus du Trias et du Lias.

    132Aucune observation n’a été publiée jusqu’à présent sur les directions de courant dans les grès néocomiens du bassin est-péruvien. Des apports de la Cordillère Orientale, alors émergée en partie comme nous venons de le voir (cf. également fig. 11 de Wilson, 1962), et des apports du Bouclier brésilien justifiant la prédominance absolue des grès dans la partie nord-est de ce bassin (cf. fig. 10 de Kummel, 1948), sont tous deux vraisemblables.

    3.1.4. La paléogéographie au Crétacé inférieur

    133Les cartes de la figure 52 montrent l’extension des divers lithofaciès à des époques successives du Crétacé inférieur. Elles sont dessinées en supposant que les grès infra-albiens du Crétacé inférieur de la zone subandine (partie inférieure de la fm. Agua Caliente) ont un âge berriasien à aptien, ce qui se traduit par un dessin identique de leurs parties nord-est.

    134On note sur ces mêmes cartes que le passage des formations éocrétacées des Hauts-Plateaux, minces et peu différenciées lithologiquement, à celles de la Cordillère Occidentale, plus épaisses et de lithologie beaucoup plus variée, s’effectue au long d’une ligne dont la position reste en gros invariable au cours du Crétacé inférieur. Même en tenant compte des accidents chevauchants du bord nord-est de la Cordillère Occidentale, le passage de la plateforme stable des Hauts Plateaux à la bordure subsidente du bassin ouest-péruvien reste très brutal, ce qui rend vraisemblable la présence de failles de subsidence au Néocomien au long de cette ligne-charnière (fig. 53).

    135Un fait intéressant reste à souligner : la présence, au Valanginien inférieur, d’une zone émergée à caractère sialique située au sud-ouest de la côte pacifique actuelle, qu’il est tentant de comparer au bourrelet côtier sud-péruvien actuel.

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    Fig. 53. — Relations des différents lithofaciès du Crétacé inférieur à la bordure NE du bassin ouest-péruvien vers 12° S
    1. fm. Chimu et Oyon. 2. fm. Santa. 3. fm. Carhuaz. 4. fm. Goyllarisquizga. 5. fm. Pariahuanca. 6. fm. Chulec. a, Quartzites. b, Grés, c, Grès et shales. d, Couches rouges, e, Lentilles de charbon. f, Calcaires gréseux, g, Calcaires marneux, h, Calcaires francs

    3.2. LE CRÉTACÉ SUPÉRIEUR (ALBIEN INCLUS)

    3.2.1. Les séries

    136Sur la côte, la sédimentation marine est continue durant tout le Crétacé et les séries du Crétacé supérieur se différencient essentiellement par leur nature volcanosédimentaire et volcanique. A leur base, elles passent latéralement aux calcaires « Atocongo » datés de l’Albien inférieur ; plus haut des grauwackes contiennent des Ammonites de l’Albien moyen ; leur partie supérieure, presque exclusivement volcanique, est azoïque mais on lui attribue un âge albien supérieur à santonien ( ?) du fait de sa position sur l’Albien moyen daté et sous la discordance finicrétacée.

    137Dans la Cordillère Occidentale et sur les Hauts Plateaux, la transgression marine de l’Albien marque le début du Crétacé supérieur. Dans le versant pacifique de la Cordillère Occidentale les faciès volcaniques du sud-ouest font progressivement place vers le nord-est à des calcaires d’abord massifs (Salazar, comm. orale) qui très vite se différencient pour donner les formations classiques Chulec, Pariatambo, Jumasha et Celendin, toutes calcaires ou marneuses, définies par D. H. Mc Laughlin (1924) et par V. Benavides (1956 a) et datées de l’Albien inférieur au Santonien par des Ammonites. La formation Pariatambo, qui représente la partie supérieure de l’Albien moyen, est une unité-repère pour la cartographie du Crétacé supérieur : épaisse de 50 à 100 m, elle comprend des calcaires et shales bitumineux parfois vanadifères surmontés par des calcaires noirs à cherts.

    138Dans la Cordillère Orientale on ne connait au niveau du Pérou central, aucune des formations carbonatées que nous venons de nommer. Des molasses rouges (cf. p. 142), datées du Crétacé terminal, y recouvrent en discordance le Paléozoïque supérieur plissé en vastes synclinaux et anticlinaux accompagnés néanmoins de schistosité. L’examen des changements de faciès à la bordure nord-est des Hauts Plateaux permet de préciser le rôle de la Cordillère Orientale au cours du Crétacé supérieur :

    1. Au début de l’Albien moyen, il ne s’agit que d’un haut fond car les marnes et calcaires marneux de cet âge (fm. Chulec) ne montrent aucune variation d’épaisseur ni de nature à son approche.
    2. Vers le milieu de l’Albien moyen elle émerge en géanticlinal et son érosion donne des apports terrigènes dans le bassin où se dépose la fm. bitumineuse Pariatambo : celle-ci, à proximité de la Cordillère Orientale, passe en effet à des calcaires gréseux roses et jaunes, puis à des argilites rouges gypsifères.
    3. Entre l’Albien supérieur et le Coniacien, le géanticlinal subsiste mais son relief s’abaisse : les calcaires de cet âge (fm. Jumasha) s’amincissent et sont remplacés par des gypses rouges et gris à son approche.

    139Dans la zone subandine, la première transgression marine nette se place au début de l’Albien moyen où se sédimentent les shales et siltstones de la partie moyenne de la fm. Agua Caliente (ou Oriente, cf. Kummel, 1948 et Koch, 1962) puis les conditions littorales prévalent à nouveau avec le dépôt des grès de la partie supérieure de la même formation. La seconde transgression débute à la fin de l’Albien moyen dans le nord du bassin subandin (membre Huaya du sommet de la fm. Agua Caliente à Lyelliceras) et s’affirme en s’étendant vers le sud au Turonien ; après le dépôt des marnes, shales et calcaires turoniens, coniaciens et santoniens p.p. (fm. Chonta) la mer se retire. Des grès littoraux leur succèdent puis des couches rouges datées du Crétacé terminal par de nombreuses Charophytes ; ces couches rouges proviennent des Andes (Koch, 1962) et leur irruption dans la zone subandine est liée à la création dans les Andes des volumes montagneux de l’orogène fini-crétacé.

    140Ces séries passent en continuité aux couches rouges du Tertiaire inférieur (groupe Contamana) ; c’est là une particularité originale de la zone subandine, qui ne sera plissée qu’au Pliocène.

    3.2.2. La paléogéographie au Crétacé supérieur

    141Les cartes de lithofaciès de la figure 54 illustrent l’évolution paléogéographique au cours du Crétacé supérieur.

    142Deux de ces castes correspondent à l’Albien moyen car la paléogéographie de cette époque se trouve précisée par les données nouvelles concernant le Pérou central. On sait par les travaux de V. Benavides (1956) et J. J. Wilson (1963) que la transgression de l’Albien inférieur se poursuit au début de l’Albien moyen en s’étendant plus au nord-est ; à cette époque la communication entre les bassins ouest-péruvien et est-péruvien s’effectue par la dépression de Huancabamba (5° S.) et aussi par-dessus le géanticlinal du Maranon dont la partie nord n’est plus qu’un seuil immergé entre les deux bassins. Au milieu de l’Albien moyen le géanticlinal émerge à nouveau dans le Pérou central : la limite nord-est des calcaires bitumineux Pariatambo est nettement en retrait vers le sud-ouest par rapport à celle des marnocalcaires Chulec sous-jacents ; cette régression est également ressentie dans le bassin subandin où les grès de la partie supérieure de la fm. Agua Caliente se déposent alors. Ce retrait de la mer est de courte durée : à la fin de l’Albien moyen les calcaires noirs à cherts du sommet du Pariatambo transgressent à nouveau vers le nord-est et dans la zone subandine la base des shales marins de la fm. Chonta contient une Ammonite qui date la partie supérieure de l’Albien moyen.

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    Fig. 54. — Cartes de lithofaciès du Crétacé supérieur

    143La situation est très différente dans les Andes septentrionales (Benavides, op. cit., Wilson, op. cit.) où l’Albien moyen est une époque de calme alors que les dépôts de l’Albien supérieur enregistrent l’émer-sion d’un secteur du géanticlinal du Maranon.

    144Alors qu’à l’Albien les fluctuations des lignes de rivage ont un caractère régional ou local, la transgression du Cénomano-Turonien est par contre un phénomène général qui atteint même le bassin de l’Altiplano du Pérou et de Bolivie habituellement soustrait à l’influence marine.

    4. CONCLUSION

    145En dépit de certaines corrélations stratigraphiques qui restent sujettes à caution du fait de l’absence de fossiles dans quelques formations, nous avons pu retracer l’évolution paléogéographique du Pérou central du Trias au Coniacien par une série de cartes d’extension des divers faciès (fig. 48, 52, 54) que nous complétons maintenant par une série de coupes transversales (fig. 55).

    146La succession d’événements ainsi présentée semble cohérente, mais elle devra être modifiée à mesure que progresseront nos connaissances sur certaines époques, le Trias, le Dogger et le Malm en particulier.

    147La comparaison des cartes d’extension des faciès montre que les bassins, encore obliques à la future chaîne andine au Trias et au Lias, prennent à partir du Jurassique moyen des directions conformes à la chaîne. La présence de changements de faciès et d’épaisseur extrêmement brutaux sur les bords de ces bassins, à proximité de grands accidents longitudinaux à rejeux multiples, montre que ces accidents ont joué en failles de subsidence au cours de la sédimentation. Cette tectonique de distension est la seule qu’ait enregistrée la sédimentation depuis le Trias jusqu’au Crétacé supérieur ; il ne semble pas en effet que l’on puisse retenir le concept, cher à W. Rüegg, d’une tectonique de compression « névadienne ».

    148Tous les bassins de sédimentation que nous avons définis ont un fond sialique : les sédiments andins reposent presque partout sur un substratum formé soit de terrains précambriens métamorphiques, soit de terrains paléozoïques souvent déformés par l’orogenèse hercynienne. Le seul des bassins dont le substratum ne nous soit pas connu directement au niveau du Pérou nord et central, est le bassin ouest-péruvien du Jurassique supérieur et du Crétacé ; néanmoins, ce qu’on sait de la nature de son volcanisme synsédimentaire est en faveur d’un plancher sialique : aucun complexe ophiolitique avec association de pillow-lavas, de gabbros et de péridotites n’y a été signalé ; on y connaît certes des séries basaltiques à pillows parfois associées à des radiolarites, mais les émissions andésitiques semblent les dépasser de beaucoup en volume. Enfin, ces séries volcaniques et volcano sédimentaires, qui se sont mises en place du côté interne du bassin, sont bordées en position encore plus interne par une dorsale qui, là où elle affleure comme au niveau d’Ica, montre son caractère sialique et qui, là où elle est actuellement submergée, donne par les produits de son érosion (grès valanginiens côtiers) des preuves de sa nature également sialique. Le fait que ce plancher sialique se poursuit sous le bassin ouest péruvien peut être prouvé dans la partie sud du Pérou où l’on connait encore du Précambrien à la base des séries mésozoïques à plus de 100 km à l’intérieur des terres.

    149La géologie continentale, même là où elle est bien étudiée, n’apporte pas d’éléments d’information sur ce qui s’est passé à l’ouest de la dorsale sialique occidentale, dans le domaine pacifique. Selon un article de H. Herron (1972), on ne doit pas s’attendre à trouver par sondage sur le plancher océanique, à l’ouest de la fosse du Pérou, des sédiments antérieurs à l’anomalie magnétique 20, c’est-à-dire anté-éocènes. Si on se place dans l’optique de la tectonique des plaques, il faut donc admettre : soit que l’océan Pacifique est un océan jeune, à bordure occidentale de type « atlantique », néoformé à partir de l’Eocène, soit que la croûte pacifique anté-éocène et sa couverture sédimentaire ont disparu sous le continent par subduction. La première de ces hypothèses peut être écartée puisqu’on connaît des sédiments crétacés et jurassiques sur fond simique à proximité du Japon, à l’ouest de la ride est-pacifique. L’hypothèse de la subduction, en faveur de laquelle militent nombre d’observations (cf. James, 1971), est par contre, très vraisemblable et je l’adopte ici.

    150Le processus de subduction, à en juger d’après la géologie, a fonctionné pendant toute la période de sédimentation andine typique, c’est-à-dire depuis le Norien et très probablement bien avant — au cours du Permien supérieur en particulier. En effet, l’arc magmatique, ici essentiellement volcanique, qui est l’une des caractéristiques principales des bordures de type pacifique avec zone de subduction, est installé au moins depuis le Norien au long de la côte actuelle et fonctionne, sans changer beaucoup de position, jusqu’au Crétacé supérieur.

    B. LA SÉDIMENTATION AU CRÉTACÉ TERMINAL ET AU TERTIAIRE INFÉRIEUR

    151Au cours du Crétacé terminal survient la première phase de compression andine (phase péruvienne de G. Steinmann, 1929) : les structures correspondantes sont difficiles à mettre en évidence directement ; elles ont en effet la même direction que les structures andines plus récentes, les dépôts discordants d’âge crétacé terminal ou éocène ne sont présents que dans quelques secteurs. Par contre, cette phase crée des reliefs dont la présence se traduit par des effets spectaculaires la nature et sur la répartition des sédiments. Les domaines andin et subandin émergent au cours du Crétacé terminal et un changement total s’effectue dans la nature des sédiments : les séries marines carbonatées de teinte claire du Crétacé supérieur sont recouvertes par des molasses rouges qui sont franchement discordantes dans certains secteurs. Dans le domaine côtier, il y a émersión depuis le Crétacé terminal jusqu’à l’Eocène supérieur ; une transgression survient alors et une sédimentation marine détritique s’installe qui se poursuit sans interruptions jusqu’au Miocène supérieur.

    1. LA SÉDIMENTATION DANS LA ZONE CÔTIÈRE

    152Les séries de l’Eocène supérieur sont connues principalement par les travaux de G. Petersen (1954), N. D. Newell (1956) et W. Rüegg (1957) ; elles n’affleurent qu’au sud de Cañete (13° S.) et ne dépassent pas vers le nord-est les limites de la zone côtière, du moins dans la région étudiée ici.

    153Les couches transgressives de la base de l’Eocène supérieur reposent sur des terrains plus anciens qu’elles remanient dans leurs conglomérats : au bord des Andes ce sont des sédiments mésozoïques plissés à la fin du Crétacé et intrudés par Je batholite ; sur le bourrelet côtier s’y adjoignent des sédiments du Paléozoïque supérieur ou même du socle précambrien.

    154Les séries éocènes ont une patine très claire, qui contraste avec la patine sombre des terrains plus anciens ; elles sont peu déformées et contiennent une macrofaune et surtout une microfaune marines très riches (cf. les listes données par les auteurs cités plus haut). Elles sont terrigènes pour l’essentiel et les shales et siltstones y prédominent sur les grès ; on y trouve des intercalations et nodules calcaires, quelques horizons conglomératiques et de nombreux niveaux de tufs volcaniques remaniés dont la provenance n’est pas connue. Leur épaisseur atteint 1 000 m.

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    Fig. 55. — Coupes à travers le Pérou central montrant l’évolution de ce secteur du Norien au Crétacé supérieur
    1. Séries volcaniques et volcanodétritiques. 2. Grès. 3. Shales. 4. Calcaires. 5. Calcaires gréseux. 6. Faciès saumâtres à grès, shales, évaporites et intercalations calcaires. 7. Ensemble des terrains andins antérieurs au stade considéré. 8. Substratum paléozoïque et précambrien

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    Fig. 56. — Répartition et lithologie des couches rouges du Crétacé terminal-Eocène dans la Cordillère Occidentale et les Hauts Plateaux du Pérou central
    1. Couches rouges (grès, conglomérats, shales et rares intercalations calcaires). 2. Contacts failles. 3. Base des couches rouges concordantes. 4. Base des couches rouges discordantes sur des structures finicrétacées. 5. Gisements de microfaune marine. 6. Gisements de charophytes. 7. Présence d’intercalations volcaniques. 8. Directions de courants

    155L’Eocène supérieur est suivi en continuité, selon N. D. Newell (op. cit.) par une série de composition semblable, mais à grain plus fin, d’âge oligocène. Des travaux encore inédits du Service Géologique du Pérou (Fernandez Davila, Olchauski) confirmeraient cette opinion.

    2. LA SÉDIMENTATION DANS LES ZONES ANDINE ET SUBANDINE

    156Sur les Hauts Plateaux et dans la zone subandine des molasses rouges continentales dites couches rouges et datées en quelques points du Crétacé terminal, et en d’autres de l’Eocène et même de l’Oligocène, occupent le cœur de la plupart des synclinaux (fig. 56). On en retrouve quelques témoins à la bordure nord-est de la Cordillère Occidentale et dans la Cordillère Orientale. Ce sont des roches tendres, souvent mal exposées sauf là où elles donnent des « badlands ».

    157Dans la Cordillère Occidentale et à la bordure sud-ouest des Hauts Plateaux, on observe parfois un passage continu, progressif, des niveaux marins calcaréomarneux santoniens (fm. Celendin) à des siltstones et grès rouges dont la base est encore datée du Santonien et contient des intercalations marneuses ; c’est le cas en particulier à Marcapomacocha (rapport inédit, I.F.P., 1969).

    158Dans la partie centrale des Hauts Plateaux, une faible discordance cartographique sépare le substratum crétacé, qui selon les endroits est santonien (fm. Celendin) ou albo-cénomanien (fm. Jumasha), des couches rouges, qui souvent débutent directement par des niveaux lacustres à grain fin.

    159Dans la partie nord-est des Hauts Plateaux, les couches rouges montrent d’épais conglomérats de base passant localement à des brèches de pied de falaise observées à Cerro de Pasco (Jenks, 1951) et au sud-ouest de Huancayo (Megard, 1968) ; les niveaux inférieurs buttent contre un alignement de paléoreliefs nord-ouest-sud-est ; les niveaux supérieurs transgressent plus à l’est où ils reposent angulairement sur le Jurassique et le Trias.

    160Plus à l’est encore, dans la Cordillère Orientale, les couches rouges sont même discordantes directement sur le Paléozoïque supérieur : c’est le cas dans le synclinal de Tambo-San Miguel (74° W., 13° S.).

    161Dans la zone subandine, enfin, on retrouve la concordance entre le Santonien marneux marin (sommet de la fm. Chonta), des grès calcareux saumâtres (base des « Areniscas de Azucar ») et les couches rouges continentales à Charophytes du Crétacé terminal (partie moyenne des mêmes « Areniscas de Azucar », cf. Koch et Blissenbach, 1960).

    162Les couches rouges sont, dans de vastes régions, les sédiments les plus récents que l’on connaisse à l’affleurement. Vers l’ouest, elles sont plissées puis recouvertes en discordance par des volcanites. Vers l’est par contre, dans la zone subandine, les couches rouges du Crétacé terminal-Eocène ne sont que la partie inférieure d’un vaste ensemble molassique rouge ou brun10 en gros concordant et qui monte jusque dans le Pliocène.

    2.1. LITHOLOGIE

    163Les couches rouges sont des dépôts rythmiques à faciès molassique, composés d’argiles, pélites, grès et conglomérats, hématitiques et fréquemment calcareux. Leur teinte prédominante est rouge. Mais on y trouve aussi des teintes rosées, vertes, violacées. Des calcaires lacustres, du gypse et des volcanites peuvent s’y intercaler ; les calcaires étant particulièrement fréquents.

    164Les deux affleurements volcaniques in situ, des brèches et coulées andésitiques sombres que j’ai notées au sud-sud-ouest de Huancayo (fig. 56), sont encore les seuls11 qui aient été signalés. Mais sur les Hauts Plateaux, souvent la matrice des grès est tufacée ; en particulier vers le sommet de la série. E. Koch et E. Blissenbach signalent aussi un horizon tufacé dans une formation lacustre du Crétacé terminal subandin (membre 2 de la fm. Sol).

    165L’épaisseur des couches rouges du Crétacé terminal-Eocène peut dépasser 4 000 m (synclinal de Culic, 40 km au sud de La Oroya) sur les Hauts Plateaux ; elle atteint fréquemment 2 000 m dans la zone subandine (Ganso Azul).

    2.2. ÂGE

    166Jusqu’aux années 60, l’âge des couches rouges restait une inconnue comme au temps de D. H. Mc Laughlin (1924) qui y notait « une irritante absence de fossiles ». L’étude de E. Koch et E. Blissenbach sur les couches rouges subandines (1960), mes recherches à Huancayo et Huanta (1964-1968) et un rapport inédit de l’Institut Français des Pétroles dédié au passage Crétacé-Tertiaire dans le domaine andin (1969) apportent des faits nouveaux.

    167De fait, les fossiles sont rares mais pas totalement absents ; on a trouvé des Foraminifères (Mabire, 1961), des Planorbidés (Jenks, 1951), des Ostracodes mais ce sont les Charophytes (Jenks, op. cit. ; Koch et Blissenbach, op. cit. ; Rivera, 1961 ; Megard, 1968 ; I.F.P., rapport inédit, 1969) qui donnent les datations les plus cohérentes comme le montre le tableau de la figure 57). On voit que les âges les plus anciens sont santoniens et que les plus récents sont encore éocènes dans la plupart des cas. Seuls les niveaux les plus élevés de la coupe d’Usibamba (12° S., 75° 30’ W.) contiennent une flore qui, selon L. Grambast, indique le passage Eocène-Oligocène. Par ailleurs, dans la Cordillère Occidentale par 13° S. (col de Chonta) des volcanites datées à 40 MA reposent sur le sommet des couches rouges en légère discordance angulaire (Noble et al., 1974) ; ceci a des conséquences sur l’âge de la phase « incaïque » et sur son extension (Noble, Mc Kee, Megard et Salazar, manus. en prép.).

    2.3. LE MILIEU DE SÉDIMENTATION DES COUCHES ROUGES

    168A défaut des études sédimentologiques et stratigraphiques sérieuses qui seraient nécessaires, quelques observations effectuées en particulier sur les conglomérats intercalés dans les couches rouges, permettent de se faire une idée de leur provenance, de leur mode de sédimentation et de la morphologie des bassins où elles se sont déposées.

    2.3.1. L’origine des sédiments

    169Dans les synclinaux situés au centre des Hauts Plateaux au sud de La Oroya (fig. 56) les conglomérats comportent des galets de calcaires crétacés (20 à 40 %) et de quartzites clairs (60 à 80 %) qui proviennent tous de reliefs situés plus à l’ouest, dans la Cordillère Occidentale où l’érosion avait atteint le Néocomien, seul capable de fournir les quartzites. Ces derniers ne peuvent provenir du complexe hercynien de la Cordillère Orientale car ils ne sont associés ni à du matériel volcanique permien supérieur, ni a du quartz filonien. Le matériel issu des massifs émergés situés dans la partie nord-est des Hauts Plateaux et la Cordillère Orientale s’est sédimenté à proximité immédiate de ces massifs. La dépression où se sédimentent les couches rouges des Hauts Plateaux est donc très dissymétrique avec un flanc ouest beaucoup plus développé que le flanc est. Les quelques mesures de courant effectuées (J. Perriaux) sont en faveur de cette conception (fig. 56). D’une manière générale, les versants drainés vers l’est prédominent sur les versants drainés vers l’ouest à cette époque : V. Benavides (1956) dans le nord du Pérou, fait aussi provenir les couches rouges de l’ouest ; E. Koch et E. Blissenbach (op. cit.) dans la zone subandine, montrent que les couches rouges du Crétacé terminal (partie médiane de la fm. Arenisca de Azucar) proviennent de l’ouest et s’amincissent vers l’est et que les couches rouges éocènes Contamana I ont une origine occidentale.

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    Fig. 57. — Eléments de datation et de corrélation des couches rouges du Pérou central
    N.B. — Les attributions d’âges effectuées par E. Koch et E. Blissenbach (1960) et par R. Rivera (1961) ont été modifiées en accord avec des indications de L. Grambast

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    Localisation des coupes de la figure 57

    2.3.2. Le type de sédimentation

    170Au sud de La Oroya, les caractéristiques des conglomérats — forte taille des galets atteignant 25 cm pour les quartzites, faible émoussé, nombreux chenaux — dénotent selon J. Perriaux, un dépôt en vrac de type torrentiel. B. Mabire (1961) décrit aux environs de Huaron des conglomérats très hétérométriques avec des blocs peu émoussés atteignant le mètre cube, dont il attribue la mise en place à des coulées boueuses ; il note par ailleurs l’amincissement et la disparition de ces conglomérats vers l’est. Les grès montrent des litages obliques fréquents ainsi que des chenaux qui se ravinent mutuellement. Dans l’ensemble, ce « bassin » des Hauts Plateaux, continental pendant la majeure partie de son histoire, constituait « une zone d’épandage de sédiments détritiques sur des glacis et, en son centre, sous une faible tranche d’eau » (J. Perriaux, comm. écrite).

    171Ces faciès grès rouges évoquent la présence, sur les zones d’apport soumises à l’érosion, d’un climat chaud à saisons humides et sèches alternantes (cf. Millot, 1967), climat qui se traduit aussi dans les patines hématitiques des galets des conglomérats, très développés dans la Cordillère Orientale (Tambo) et fréquentes sur les Hauts Plateaux.

    3. LA PALÉOGÉOGRAPHIE AU COURS DU CRÉTACÉ TERMINAL ET DE VEOCENE

    172Des données récentes permettent de se faire une idée de la morphologie du Pérou central au cours du Crétacé terminal et de l’Eocène, ce sont :

    • La mise en évidence, d’abord à Cerro de Pasco (Jenks, 1951) puis à Huancayo (Megard, 1968) et enfin dans la région située entre ces points (cartes inédites de Jauja, La Oroya, Tarma, Cerro de Pasco), d’un massif exondé pendant une partie au moins du dépôt des couches rouges et qui couvrait la bordure nord-est des Hauts Plateaux et sur une partie de la Cordillère Orientale.
    • La découverte au cœur de la Cordillère Orientale, de couches rouges en partie d’âge crétacé terminal (F. Megard et J. Paredes à Tambo, puis C. Guevara à Andamarca).

    173Elles s’ajoutent aux données plus classiques sur la présence d’une vaste zone émergée englobant la côte et une partie de la Cordillère Orientale et à la documentation de E. Koch et E. Blissenbach sur le bassin amazonien. L’ensemble de ces données est résumé dans la figure 58.

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    Fig. 58. — Cartes des lithofaciès du Crétacé terminal et de l’Eocène
    1. Couches rouges à intercalations de marnes et calcaires marins. 2. Calcaires, marnes et grès marins avec des intercalations de tufs colcaniques. 3. Couches rouges continentales ou saumâtres. 4. Direction des apports terri-gènes. 5. Communications avec l’Océan Pacifique. A = Ayacucho. CP = Cerro de Pasco. GA = Ganso Azul. H = Huancayo. Hu = Huanuco. Hz - Huaraz. L = Lima. OX = Oxapampa

    174Sur ces bases on peut définir deux aires de sédimentation, l’une « andine s.s. », l’autre subandine, qui apparaissent comme de vastes glacis couverts localement à certaines époques par des nappes d’eau douce peu profondes, où la sédimentation prend un caractère lacustre ; le plus vaste de ces lacs est le bassin « Sol 3 » de la base de l’Eocène subandin, où E. Koch et E. Blissenbach (op. cit.) notent même des influences saumâtres. Les couches rouges de la Cordillère Orientale pourraient s’être sédimentées au bord sud-ouest de cette aire subandine.

    175L’aire andine de sédimentation est alimentée pour l’essentiel par l’érosion d’un vaste massif soulevé, qui occupe alors la zone côtière et la partie sud-ouest de la Cordillère Occidentale et, secondairement, par le « massif de Huancayo » axé sur la limite actuelle entre Hauts Plateaux et Cordillère Orientale.

    176Le massif côtier apparaît comme une barrière continue à partir du Campanien ; il isole l’aire andine de toute influence marine. L’érosion l’attaque du côté des Hauts Plateaux et aussi du côté pacifique ; elle y dégage une surface assez régulière qui sera fossilisée par les dépôts marins de la base de l’Eocène supérieur. La faible quantité de conglomérats intercalés dans ces dépôts suggère que les reliefs situés dans la Cordillère Occidentale étaient très émoussés à cette époque.

    177Le massif de Huancayo voit aussi ses dimensions varier notablement sous l’influence de l’érosion et peut-être aussi d’une tectonique de blocs ; ces deux facteurs permettent aux couches rouges de transgresser de plus en plus loin vers l’est à mesure que leur âge diminue, ceci au niveau de Huancayo. Mais, dans le secteur de Cerro de Pasco, de nouveaux reliefs se créent dans le même temps comme l’a démontré W. F. Jenks ( 1951 ) : la faille nord-sud de Cerro a joué en compression au cours du dépôt des couches rouges ; dans le compartiment ouest les brèches et conglomérats issus du bloc est soulevé reposent, en discordance angulaire à proximité de la faille et en concordance lorsqu’on s’en éloigne, sur des grès et pélites rouges ; ces mêmes dépôts conglomératiques sont ensuite recouverts par des calcaires lacustres datés de l’Eocène basal.

    178Les paquets conglomératiques puissants qui viennent interrompre brutalement la sédimentation des grès rouges dans l’aire andine peuvent être interprétés de la même manière par la création de reliefs, soit en distension, soit en compression, dans les secteurs émergés d’où proviennent ces apports ; il ne faut cependant pas minimiser la part, certes difficile à évaluer, que les crises climatiques ont pu avoir dans la mise en place des conglomérats.

    179Un autre fait en faveur d’une tectonique de distension au cours du Crétacé supérieur et surtout de l’Eocène est le volcanisme qui accompagne parfois la sédimentation et se traduit, en dehors des deux ensembles volcaniques intercalés dans les couches rouges à Huancayo, par des niveaux tufacés dans les sédiments continentaux et marins.

    C. LA SÉDIMENTATION ET LE VOLCANISME AU COURS DU TERTIAIRE SUPÉRIEUR (DE L’EOCÈNE TERMINAL AU PLIOCÈNE P. P.)

    180Le Néotertiaire est caractérisé par son volcanisme, d’une importance inégalée semble-t-il au cours de l’évolution andine, et ce tant par son extension que par son volume.

    181Dans la partie nord des Andes du Pérou central il est localisé à la partie supérieure du versant pacifique et ne déborde qu’un peu sur les Hauts Plateaux, mais au sud de 12° 30’ S. il s’étend largement vers l’est, jusqu’à la Cordillère Orientale. Ces séries volcaniques et volcanosédimentaires reposent en discordance sur un substratum plissé et érodé qui inclut les couches éocènes.

    182Sur la côte, on connaît des séries marines oligo-miocènes concordantes sur l’Eocène supérieur qui, lui, est discordant sur le Mésozoïque. Dans la zone subandine, le Tertiaire supérieur dépourvu de volcanites est continental et repose en concordance ou en faible discordance sur son substratum éocène.

    Image

    Fig. 59. — Lithologie des séries volcaniques et volcanosédimentaires oligocènes et néogènes du Pérou central
    I. — Terrains volcaniques. 1. Coulées andésitiques et dacitiques. 2. Brèches pyroclastiques. 3. Tufs. 4. Lapillis. 5. Ignimbrites. 6. Sills andésitiques et dacitiques. 7. Dômes, coulées rhyolitiques
    II — Terrains sédimentaires. 1. Séries volcanosédimentaires. 2. Conglomérats. 3. Grès et shales. 4. Calcaires

    1. LES DÉPÔTS MARINS CÔTIERS

    183Des couches dont l’âge se situe à la limite Eocène-Oligocène ou déjà dans l’Oligocène inférieur, forment le toit de la fm. Paracas de la zone côtière d’Ica et Nazca (Newell, 1956). Une discontinuité, qui parfois se traduit par une légère discordance angulaire soulignée par des conglomérats, sépare cette formation d’une série également marine de teinte très claire. Cette dernière, dite formation Pisco, comprend essentiellement des diatomites souvent associées à des lits cinéritiques, des shales tufacés, de la bentonite, des calcaires et des grès à grain fin (G. Petersen, 1954 ; Newell, op. cit. ; Rùegg, 1957) ; la fm. Pisco, dont l’épaisseur atteint 650 m, passe progressivement à son sommet à des grès littoraux qui annoncent une émersion.

    184L’étude des diatomées, des foraminifères, des restes de poissons et de vertébrés marins recueillis dans la fm. Pisco (cf. Rüegg, p. 823-825, 1957) permet de lui attribuer un âge miocène. Elle s’étend plus au nord-est que la fm. Paracas et repose souvent directement sur le substratum anté-tertiaire ; par contre elle n’est pas connue au nord de 13° 30’ S. et en particulier n’affleure pas dans la zone de Cañete.

    185L’ensemble des terrains éocènes, oligocènes et miocènes marins de la zone côtière d’Ica et Nazca est déformé puis recouvert en discordance angulaire par des dépôts de piémont dont on ne sait s’ils représentent seulement le Quaternaire ou également le Pliocène.

    2. LES FORMATIONS VOLCANIQUES ET VOLCANOSÉDIMENTAIRES DANS LES ANDES

    2.1. POSITION STRATIGRAPHIQUE

    186Ces formations fossilisent des aplanissements assez élaborés qui tranchent des plis affectant les séries mésozoïques et éocènes. Exceptionnellement, on note une accordance locale entre le conglomérat de base des volcanites et les couches rouges sous-jacentes au long de la coupe transversale la plus classique des Andes centrales dans la haute vallée du rio Rimac (coupe Lima-La Merced) : d’où la notion erronée d’une « formation Rimac » unique, regroupant couches rouges et volcanites dans le Crétacé supérieur et le Paléocène et antérieure à la phase « incaïque » éocène à oligocène (Steinmann, 1929). La cartographie à 1 /100 000e que j’ai effectuée dans cette région confirme l’opinion de D. H. Mc Laughlin (1920) et prouve que cette accordance est fortuite : les couches rouges, comme dans le reste de la zone faîtière de la Cordillère Occidentale, sont affectées par un plissement fini-éocène intense accompagné de schistosité puis recouvertes en discordance par un conglomérat de base surmonté par les volcanites (cf. également Harrison, 1951).

    187Les formations volcaniques et volcano détritiques sont datées localement à leur base de l’Eocène supérieur (Noble et al., 1974) et sont à leur tour recouvertes en discordance par des stratovolcans andé-sitiques, des tufs ignimbritiques (p. ex. ceux de Rumihuasi sur la feuille de Huancavelica) ou encore des dépôts lacustres, fluviaux ou glaciaires ; j’attribue l’ensemble de ces séries supérieures au Pliocène supérieur-Quaternaire.

    188Une discordance angulaire que je situe dans le Miocène (cf. p. 158) permet de diviser la série volcanique et volcano sédimentaire en deux ensembles, à première vue très proches pétrographiquement.

    2.2. LITHOLOGIE

    189Aucune étude pétrographique systématique des roches volcaniques et volcanosédimentaires du Tertiaire n’a encore été effectuée dans le Pérou central ; dans l’ensemble le volume des volcanites s.s. est à peu près égal à celui des roches volcanosédimentaires.

    190Dans les volcanites, on doit distinguer une série andésitique calcoalcaline et des ignimbrites rhyoli-tiques à dacitiques. Dans la plupart des régions, la série andésitique est volumétriquement beaucoup plus importante que les ignimbrites réduites à des passées lenticulaires, sauf dans le bassin d’Ayacucho où des ignimbrites blanches, intercalées de tufs blancs redéposés, constituent les termes les plus élevés du remplissage tertiaire du bassin. Dans la série andésitique calcoalcaline, les andésites et les dacites dominent sur les termes plus basiques ou plus acides. Les andésites, souvent porphyriques, constituent des coulées puissantes de quelques dizaines de mètres et de grande extension latérale ; ces coulées sont interstratifiées avec des tufs pyroclastiques, des brèches de nuées ardentes et des lahars de composition plutôt dacitique. Les dacites, de même que les rhyolites qui sont plus rares, donnent des dômes-coulées de faible extension latérale et épais de plusieurs centaines de mètres, souvent reliés à des intrusions hypo-abyssales. Les ignimbrites forment un groupe à part du fait de leur dynamique de mise en place très particulière, peut-être liée à une origine différente ; dans le bassin d’Ayacucho, elles forment des bancs plus ou moins lenticulaires, qui atteignent 50 m d’épaisseur, au sein des produits lacustres provenant de leur remaniement. Ces ignimbrites sont mal soudées et ne montrent qu’une disjonction prismatique grossière.

    191Comme on le voit sur la figure 59, la proportion des produits volcaniques remaniés est élevée ; ce sont évidemment les tufs pyroclastiques et les ignimbrites qui fournissent la plus grande quantité de ces produits : ainsi par exemple, des tufs redéposés en milieu lacustre et disposés en bancs réguliers de 0,2 m à 1 m s’accumulent sur plus de 500 m dans la fm. rio Blanco (colonne A). Les andésites et les rhyolites qui s’épanchent sous une forme plus compacte (coulées franches et coulées bréchiques) se prêtent moins au remaniement ; certains conglomérats grossiers, qui sont composés de débris de ces roches et montrent une très grande hétérogénéité dans les dimensions et l’émoussé des éléments, pourraient cependant avoir été mis en place par des coulées boueuses, analogues à celles que W. F. Jenks (1948, p. 58-60) décrit au voisinage des volcans récents du sud du Pérou.

    192Outre les produits du remaniement des séries volcaniques, on connaît des intercalations lacustres non volcano sédimentaires comportant des calcaires, des marnes, des argilites et des grès qui localement, peuvent mesurer plusieurs centaines de mètres et constituer des formations bien individualisées ; c’est le cas du membre inférieur de la fm. Huanta dans le bassin d’Ayacucho, des calcaires Bellavista de la haute vallée du Rimac (fig. 59), et de la plus grande partie de la fm. Abigarrada de Harrison (1953 a). Notons aussi que les grès et argilites présentent parfois un faciès « couches rouges » proche de celui des couches rouges fini-crétacées et éocènes, comme par exemple au sud de Laraos sur la feuille de Yauyos.

    193Cette lithologie variée permet de définir des unités cartographiables et d’établir une stratigraphie relative, qui a une valeur limitée dans l’espace car tous les passages latéraux de faciès et les changements d’épaisseur les plus extrêmes sont la règle et s’effectuent très rapidement ; ainsi une formation volcano-sédimentaire est souvent l’équivalent latéral d’un appareil volcanique. Aussi seule une cartographie détaillée procédant de proche en proche est-elle valable dans ces terrains comme le montre le travail entrepris par H. Salazar depuis 1964 entre 12° 30’ S. et 13° 30’ S. ; et encore cette technique a-t-elle des limites : toute solution de continuité de l’ordre de la dizaine de kilomètres, due soit au passage d’une grande vallée, soit à une vaste zone d’altération magmatique, peut remettre en question toutes les corrélations comme c’est le cas de part et d’autre du rio Cañete sur la feuille de Yauyos (12°-12° 30’ S., 75° 30’-76° W., Mégard et Caldas).

    2.3. ÂGE

    194Dans le Pérou central, aucun fossile ayant valeur stratigraphique n’a jusqu’à présent, été découvert dans les formations lacustres du Tertiaire supérieur et les premiers âges radiométriques sur les volcanites n’ont été publiés qu’après 1973.

    195Les séries lacustres de la zone d’Ayacucho sont cependant fossilifères. La partie inférieure de la fm. Huanta contient des restes de Pulmonés et d’Ostracodes sans valeur stratigraphique, à défaut d’études de comparaison ; elle contient aussi des Chara s.s. genre connu de l’Eocène supérieur à l’actuel, cependant, selon le professeur Grambast, l’espèce ici présente « serait plutôt de l’Oligocène terminal ou du Miocène ». La fm. Ayacucho a livré de nombreux restes de plantes proches des roseaux actuels et une dent de rongeur indéterminable. Les calcaires de la fm. Bellavista de Casapalca (colonne A, fig. 59) n’ont jamais donné aucun fossile.

    196En 1972, 1973 et 1974, D. C. Noble et al., ont publié quelques mesures d’âges radiométriques effectuées par la méthode K/Ar sur des roches volcaniques provenant de la région de Huancavelica-Huacho-colpa-Castrovirreyna, située par 13° S. à la limite de la Cordillère Occidentale et des Hauts Plateaux. Ces mesures donnent un âge de 40,9 ± 1,2 MA pour la base de la série inférieure (cf. colonne B de la fig. 59), ce qui fixe dans l’Eocène supérieur l’âge minimum de la phase incaïque dans cette zone. Nous reviendrons sur les âges radiométriques donnés par Noble dans le chapitre dédié aux données récentes de 1973 à 1976.

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    Fig. 60. — Tableau de corrélation des principales formations volcaniques et volcanosédimentaires du Pérou central et méridional, du Nord du Chili et du Nord-Ouest de la Bolivie
    D’aprés des documents ou observations de : J. V. Harrison (1951) et F. Mégard pour (1) ; H. Salazar (com. orale), E. Bellido (1969) et D. C. Noble et al. (1972, 1973, 1974) pour (2) ; F. Mégard et J. Paredes pour (3) ; J. J. Wilson et W. García (1962), S. Mendivil (1965) pour (4) : N. D. Newell (1949), G. Chanove et al. (1969) et E. Audebaud (com. orale) pour (5) ; R. Salas et al. (1966), J. E. Guest (1969) pour (6) ; J. Evernden et al. (1966), R. Hoffstetter (1968) et R. Hoffstetter et al. (1971) pour (7)

    197Ces quelques données se corrèlent assez bien avec celles qui proviennent du sud péruvien, de l’extrême nord chilien et de la partie nord-ouest de l’Altiplano bolivien. Le tableau (fig. 60) rend compte de ces corrélations dont nous reparlerons lors de la discussion de l’âge des plissements du Tertiaire supérieur (cf. p. 158).

    3. LES COUCHES ROUGES SUPÉRIEURES DU DOMAINE SUBANDIN

    198Les couches rouges du Tertiaire supérieur subandin du Pérou central (fm. Contamana III ou couches rouges 4 et 5 de Koch et Blissenbach, 1960) reposent sur un substratum légèrement déformé et assez profondément érodé constitué par les couches rouges de l’Eocène et du Crétacé terminal. E. Koch (1962) a prouvé en effet dans la vallée du Pachitea (9° S.), que les grès situés à la base des couches rouges Contamana III peuvent reposer en discordance angulaire jusque sur le Santonien (fm. Arenisca de Azucar). Cette coupure existe aussi au long de l’anticlinal de Sira. Par contre, au nord de 9° S., on trouve à la base des couches rouges Contamana III des grès à Ostracodes qui, plus au nord, s’épaississent, s’enrichissent en intercalations calcaires et argileuses et passent dans la basse vallée du Maraîïon à la fm. Pozo, franchement marine et datée de l’Oligocène (Williams, 1949). La discordance angulaire basale observée dans la vallée du Pachitea se situerait donc à proximité de la limite Eocène-Oligocène.

    199Les couches rouges supérieures sont plissées à la fin du Tertiaire puis entaillées par une surface d’érosion recouverte par des sédiments terrigènes non datés (Koch, 1959), mais sans doute d’âge quaternaire ancien et/ou Pliocène terminal.

    200Comme les couches rouges inférieures (Contamana I ou couches rouges 1, 2 et 3) les couches rouges supérieures sont des molasses ; on note cependant que leur teinte tire souvent sur le brun (ce sont les « brown beds » de Singewald, 1928) et qu’elles sont plus grossières, en particulier les couches rouges 5, qui sont très riches en conglomérats ; les stratifications obliques et les chenaux sont également plus fréquents et plus marqués. Ces molasses proviennent essentiellement des Andes et s’amincissent vers l’est et le nord-est. L’influence du volcanisme andin s’y traduit dans les minéraux lourds et par quelques horizons tufacés. Leur épaisseur dépasse rarement 2 500 m.

    201La sédimentation plus grossière est cause de la rareté des fossiles dans ces couches rouges ; Teclochara ucayalensis oblonga Koch et Blissenbach et deux espèces d’Ostracodes les datent partiellement du Miocène. Des restes de Mammifères découverts par F. Spillmann (1949) au sommet des couches rouges 5, plissées, indiquent qu’elles montent jusque dans le Pliocène. Ce point est important pour la datation de la phase de déformation principale de la zone subandine.

    4. LA PALÉOGÉOGRAPHIE AU TERTIAIRE SUPÉRIEUR

    202Le volcanisme andin paroxysmal domine l’évolution paléographique du secteur andin s.s. au cours du Tertiaire supérieur. Les édifices volcaniques qu’il construit sont séparés par des zones d’épandages souvent lacustres parfois très vastes. Dans l’ensemble, ils forment des reliefs d’orientation générale nord-ouest-sud-est, larges de 150 à 200 km vers 13° S. et seulement de 50 à 70 km plus au nord. Ces reliefs, assez peu élevés au début du Tertiaire supérieur, séparent un bassin marin occidental d’une vaste zone d’épandage continentale orientale. A en juger par l’importance comparée de la sédimentation terrigène dans ces deux régions, le drainage de la zone en relief s’effectue surtout vers l’est.

    203Dans le secteur andin, la tectonique de distension se traduit essentiellement par le volcanisme mais aussi par une surrection de plus en plus nette à mesure que l’on monte dans le temps ; au cours du Miocène, le bassin marin occidental commence à émerger, alors que dans la zone subandine débute le dépôt des couches rouges (5) conglomératiques qui témoignent de la surrection des Andes.

    204La chronologie et la corrélation de ces événements est encore très mal connue ; la détermination d’âges radiométriques plus nombreux dans les volcanites andines et dans les intercalations tufacées des séries côtières et subandines devrait permettre de les préciser.

    Notes de bas de page

    1 Par contre, dans la zone cartographiée par Jenks, le Lias est représenté en plusieurs endroits, en particulier au bord de la route Junin-Cerro de Pasco, quelques 5 km à l’ouest-nord-ouest de Tambo del Sol.

    2 Conformément à un usage bien établi dans les pays anglo-saxons et adopté depuis peu en France, nous incluons l’essentiel de l’Aalénien, c’est-à-dire les zones à Opalinum, à Murchisonae et à Concavum, dans la base du Dogger, cf. Mouterde et al., 1971.

    3 Terme employé par D. H. Mc Laughlin (1924) pour désigner les calcaires liasiques de la région de Jatunhuasi, 50 km à l’ouest de Huancayo, et repris par F. Mégard (1968) pour désigner exclusivement les séries calcaires supérieures du groupe Pucará.

    4 Nous employons la dénomination de fm. Sarayaquillo (Kummel, 1948) de préférence à celle de fm. Chapiza utilisée en Equateur (Tschopp, 1945), et à celle de fm. Boqueron (Ruegg et Fyfe, 1948) qui introduit une équivoque quant à l’âge de cette formation, comme le montre E. Koch (1962, p. 13-14).

    5 Outre les travaux classiques sur la région de Lima et ses faunes (Lisson, 1907 ; Rivera, 1951 ; Rosenzweig, 1953 ; Fernandez Concha, 1958), j’ai abondamment utilisé comme source d’information sur les séries mésozoïques de la côte centrale un rapport inédit de T. Szekely (1969), très aimablement communiqué par son auteur, et qui synthétise bon nombre de thèses inédites soutenues à l’Université de San Marcos de Lima par A. Aguirre (1961), W. Ballon S. (1966), E. Bosc (1963), L. Castro B. (1956), J. Fernandez Castañeda (1966), J. García-Milla (1961), C. Landa T. (1962), O. A. Pardo A. (1961), C. Vara (1961) et L. Vargas V. (1963).

    6 Ce terme de « Chaucha » remplace celui de « Chunumayo » sous lequel j’avais décrit ces calcaires en 1968. Les sections-type de cette formation sont (i) celle de Chaucha, au long de la route Huancayo-Yauyos, dans les deux derniers tournants qui donnent accès au col situé 1,2 km au sud-ouest de l’agglomération de Chaucha et (ii) celle du « Jurassique moyen » de Cercapuquio donnée par J. V. Harrison (1956 c, p. 26-27).

    7 H. Hosmer (1959) dans sa carte paléotectonique du Pérou au Jurassique supérieur (fig. 3) dessine une « Oxfor-dian fold belt » passant par Nazca et Lagunillas.

    8 La présence de cet étage à Cerritos Bayos et Iquique dans le nord du Chili (Biese, 1957) est, avec raison semble-t-il, contestée par G. O. Ceccioni et F. Garcia (1960) ; J. V. Harrington (1962) ne la retient pas non plus.

    9 Les termes fm. Agua Caliente (Moran et Fyfe, 1933) et fm. Oriente (Kummel, 1948) désignent la même série ; à l’instar de W. Ruego (1956) et de E. Koch (1962), nous utiliserons ici le plus ancien.

    10 Pour la zone subandine, nous ne traitons ici que des formations fini-crétacées et éocènes ; ce sont les fm. Arenisca et Azucar, Sol et Contamana telles que les ont redéfinies E. Koch et E. Blissenbach (1960).

    11 Les roches volcaniques signalées par J. V. Harrison (1943, p. 64) dans la base des couches rouges sur les Hauts Plateaux et dans la Cordillère Occidentale sont le plus souvent des sills et lacolites plus récents, ou appartiennent déjà aux séries volcaniques du Tertiaire supérieur. Il en est de même pour celles décrites par Arnold Heim dans les couches rouges de la même région (1947, p. 6-10).

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    1 Par contre, dans la zone cartographiée par Jenks, le Lias est représenté en plusieurs endroits, en particulier au bord de la route Junin-Cerro de Pasco, quelques 5 km à l’ouest-nord-ouest de Tambo del Sol.

    2 Conformément à un usage bien établi dans les pays anglo-saxons et adopté depuis peu en France, nous incluons l’essentiel de l’Aalénien, c’est-à-dire les zones à Opalinum, à Murchisonae et à Concavum, dans la base du Dogger, cf. Mouterde et al., 1971.

    3 Terme employé par D. H. Mc Laughlin (1924) pour désigner les calcaires liasiques de la région de Jatunhuasi, 50 km à l’ouest de Huancayo, et repris par F. Mégard (1968) pour désigner exclusivement les séries calcaires supérieures du groupe Pucará.

    4 Nous employons la dénomination de fm. Sarayaquillo (Kummel, 1948) de préférence à celle de fm. Chapiza utilisée en Equateur (Tschopp, 1945), et à celle de fm. Boqueron (Ruegg et Fyfe, 1948) qui introduit une équivoque quant à l’âge de cette formation, comme le montre E. Koch (1962, p. 13-14).

    5 Outre les travaux classiques sur la région de Lima et ses faunes (Lisson, 1907 ; Rivera, 1951 ; Rosenzweig, 1953 ; Fernandez Concha, 1958), j’ai abondamment utilisé comme source d’information sur les séries mésozoïques de la côte centrale un rapport inédit de T. Szekely (1969), très aimablement communiqué par son auteur, et qui synthétise bon nombre de thèses inédites soutenues à l’Université de San Marcos de Lima par A. Aguirre (1961), W. Ballon S. (1966), E. Bosc (1963), L. Castro B. (1956), J. Fernandez Castañeda (1966), J. García-Milla (1961), C. Landa T. (1962), O. A. Pardo A. (1961), C. Vara (1961) et L. Vargas V. (1963).

    6 Ce terme de « Chaucha » remplace celui de « Chunumayo » sous lequel j’avais décrit ces calcaires en 1968. Les sections-type de cette formation sont (i) celle de Chaucha, au long de la route Huancayo-Yauyos, dans les deux derniers tournants qui donnent accès au col situé 1,2 km au sud-ouest de l’agglomération de Chaucha et (ii) celle du « Jurassique moyen » de Cercapuquio donnée par J. V. Harrison (1956 c, p. 26-27).

    7 H. Hosmer (1959) dans sa carte paléotectonique du Pérou au Jurassique supérieur (fig. 3) dessine une « Oxfor-dian fold belt » passant par Nazca et Lagunillas.

    8 La présence de cet étage à Cerritos Bayos et Iquique dans le nord du Chili (Biese, 1957) est, avec raison semble-t-il, contestée par G. O. Ceccioni et F. Garcia (1960) ; J. V. Harrington (1962) ne la retient pas non plus.

    9 Les termes fm. Agua Caliente (Moran et Fyfe, 1933) et fm. Oriente (Kummel, 1948) désignent la même série ; à l’instar de W. Ruego (1956) et de E. Koch (1962), nous utiliserons ici le plus ancien.

    10 Pour la zone subandine, nous ne traitons ici que des formations fini-crétacées et éocènes ; ce sont les fm. Arenisca et Azucar, Sol et Contamana telles que les ont redéfinies E. Koch et E. Blissenbach (1960).

    11 Les roches volcaniques signalées par J. V. Harrison (1943, p. 64) dans la base des couches rouges sur les Hauts Plateaux et dans la Cordillère Occidentale sont le plus souvent des sills et lacolites plus récents, ou appartiennent déjà aux séries volcaniques du Tertiaire supérieur. Il en est de même pour celles décrites par Arnold Heim dans les couches rouges de la même région (1947, p. 6-10).

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    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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