Chapitre 5. La tectonique andine
p. 153-223
Texte intégral
1Nous appelons structures andines celles qui se sont formées entre le Santonien et le Pliocène. Nous en excluons celles qui sont le fruit de mouvements plus récents, quaternaires en particulier, essentiellement pour la simplicité de l’exposé. En effet la chronologie, l’extension et les modalités des déformations récentes sont particulièrement difficiles à cerner car on doit faire intervenir des critères souvent flous, d’ordre stratigraphique, morphologique et tectonique ; aussi traiterons-nous dans un chapitre particulier de l’évolution récente de la chaîne. Il n’y a cependant pas de rupture entre l’évolution des Andes du Santonien au Pliocène et leur évolution récente et c’est là un fait qu’il faut garder présent à la mémoire malgré l’utilisation d’une coupure pratique mais factice.
2A l’inverse, la coupure santonienne sépare deux périodes bien distinctes, à savoir une période de sédimentation en régime de distension — faible mais permanent — d’une période tectorogénique où compression et distension joueront successivement plusieurs fois.
3La tectorogenèse andine est polyphasée, mais la direction de raccourcissement semble peu changer au cours du temps, au moins pour les phases les plus importantes : les structures ont des directions qui se groupent autour de N.W.-S.E. et de N.N.W.-S.S.E. avec toutefois des extrêmes N.-S. et E.-W. Il est donc très difficile d’apprécier les effets des différentes phases lorsque la colonne stratigraphique est incomplète et qu’on ne peut observer toutes les discordances angulaires. Des considérations sur le style tectonique permettent cependant parfois d’étendre à des secteurs sans couvertures discordantes des observations faites là où ces couvertures existent, du moins lorsqu’on reste à l’intérieur d’une même zone structurale.
4Après avoir précisé la chronologie des phases puis étudié les structures dans chaque zone structurale nous chercherons à reconstruire une carte et une coupe paléotectonique pour chacune des phases.
5En ce qui concerne l’analyse des structures andines zone par zone, je souligne le fait qu’elle a porté sur de grandes surfaces et s’est bornée pour l’essentiel à l’examen des objets tectoniques de dimension métrique à plurikilométrique. La détermination de la géométrie d’ensemble et du style tectonique général ont pris le pas sur l’analyse fine de la déformation. Je rapporterai cependant quelques observations de détail qui, quoique ponctuelles, complètent utilement les observations générales.
6Nous avons vu que la direction générale des Andes du Pérou central est à peu près N. 30° W. ; on retrouve cette direction au niveau des structures individuelles qui sont le plus souvent N.W. à N.-N.W. avec des extrêmes E.-W. et N.-S., qu’elles soient dues aux phases du Crétacé terminal, de l’Eocène terminal-Oligocène inférieur, du Miocène ou du Pliocène. Aussi, lorsque dans la suite du texte je ne mentionnerai pas la direction d’un pli ou d’une faille andine, il sera sous-entendu que sa direction est comprise entre le N.W. et le N.-N.W.
A. LA CHRONOLOGIE DES PHASES
7Le premier — et ajuste titre le plus connu — des calendriers des mouvements andins au Pérou a été donné par G. Steinmann en 1929 et nous reproduisons ci-contre son tableau récapitulatif (fig. 61) qui est remarquable pour l’époque ; néanmoins les informations dont on disposait alors étaient trop partielles et souvent inexactes.
8Tous les articles de synthèse ultérieurs acceptèrent des calendriers tectoniques plus ou moins calqués sur celui de 1929. Ainsi E. Bellido et F. Simmons (1957) admettent un plissement « laramien » intense dans la Cordillère Occidentale à la fin du Crétacé, puis un gondolage des couches rouges avant la mise en place des volcanites et enfin une phase miocène ou pliocène importante en particulier dans la zone subandine ; le point le plus nouveau de leur argumentation est l’introduction des observations, nouvelles pour l’époque, collectées dans l’Amazonie. Alors que U. Petersen (1958) reprend pour l’essentiel la chronologie de G. Steinmann, H. Hosmer (1959) innove en proposant quatre phases de déformation compressive, chaque nouvelle phase affectant une zone plus externe que la précédente ; ce sont :
- Une phase santonienne, immédiatement suivie de la mise en place du batholite andin,
- Une phase située au début de l’Eocène moyen, qui affecte les couches rouges avant la mise en place des séries volcaniques,
- Une phase oligocène inférieur, qui plisse modérément les volcanites qu’il attribue à l’Eocène inférieur,
- Une phase miocène à pliocène localisée à la zone subandine.
9Dans l’ensemble les différentes coupures signalées par H. Hosmer existent mais les âges qu’il leur attribue et les corrélations qu’il imagine entre le Pérou central et, entre autres, la région du lac Titicaca, sont erronées.
10Dans le Pérou central, la chronologie stratigraphique et tectonique du Crétacé supérieur et du Tertiaire inférieur est aujourd’hui beaucoup mieux connue. Hors des zones subandine et côtière, celle du Tertiaire supérieur n’a par contre pas beaucoup progressé et nous compenserons les lacunes de nos connaissances dans ce domaine grâce à des corrélations avec le sud du Pérou et le nord-ouest de l’Altiplano bolivien où on a de nombreuses données précises et récentes. C’est sur toutes ces bases que j’ai élaboré le tableau synoptique de la figure 62 que nous commenterons rapidement ci-dessous.
1. LA PHASE DU CRÉTACÉ TERMINAL (PHASE PÉRUVIENNE)
11La phase « péruvienne » se traduit à la fois par un événement sédimentaire spectaculaire et par des événements tectoniques mais leur corrélation réciproque n’est pas partout chose facile.

Fig. 61. — Evolution des Andes péruviennes au cours de la tectorogenèse andine d’après G. Steinmann, 1929, p. 300-301
12L’événement sédimentaire est bien daté ; l’interruption de la sédimentation marine carbonatée et sa substitution par une sédimentation continentale molassique rouge se place en effet dans le Santonien.
13Les événements tectoniques sont datés avec une certaine précision dans un vaste massif plissé recouvert en discordance par les couches rouges, qui occupe la partie nord-est des Hauts Plateaux et s’étend largement sur la Cordillère Orientale. En effet :
- Dans la partie sud-ouest de ce massif (partie nord-est des Hauts Plateaux), les couches rouges, qui n’ont donné que des âges éocènes, sont transgressives sur l’ensemble de la série mésozoïque plissée et notamment sur le Santonien marin comme on peut le voir au long de la ligne du Mantaro en aval de La Oroya (au sud-ouest de Llocllapampa) ;
- Plus à l’est, au cœur de la Cordillère Orientale (Tambo et Andamarca) les couches rouges à Charophyte du Crétacé supérieur recouvrent des plis qui affectent un Pennsylvanien et un Permien inférieur concordants avec le Permien supérieur (Mitu) et donc avec la série mésozoïque marine.
14En résumé, on prouve donc que les structures « péruviennes » sont à la fois postérieures au Santonien basai et antérieures à des séries encore datées du Crétacé supérieur. La phase « péruvienne » est datée ici du Crétacé terminal.
15L’argumentation concernant l’âge de la phase « péruvienne » sur la côte et dans le flanc pacifique des Andes est plus incertaine. Nous avons vu que les séries volcanosédimentaires plissées n’ont pas livré de fossiles post-albiens mais montent vraisemblablement dans le Crétacé supérieur il est par ailleurs douteux qu’il se passe quoi que ce soit d’important avant le Santonien puisque la sédimentation marine, un peu plus au nord-est, se poursuit sans être perturbée jusque dans cet étage. Par contre, à partir du Santonien, il y a création de reliefs sur la côte et dans le versant pacifique de la Cordillère Occidentale : ces régions seront jusqu’au début de l’Oligocène la source sédimentaire principale des molasses rouges des Hauts Plateaux. Comme par ailleurs on sait que la base de l’Eocène supérieur est discordante sur les plis qui affectent le matériel mésozoïque de la zone côtière, on peut seulement dire que ces plis ont un âge compris entre le Santonien et la fin de l’Eocène moyen. On a cependant l’habitude de les attribuer, comme dans le cas précédemment évoqué, à une phase « péruvienne » du Crétacé terminal.
2. LA PHASE DE L’ÉOCÈNE TERMINAL (PHASE INCAÏQUE)
16Alors qu’au Chili on a une phase dite « laramienne » située à la limite Crétacé-Eocène (cf. Aubouin et al., 1972) et qu’en Equateur on a deux phases datées du Paléocène et de l’Eocène inférieur (Faucher et Savoyat, 1972), la présence de ces plissements n’a pas été prouvée au Pérou.
17La phase incaïque qui, selon les points, se situe vers la fin de l’Eocène ou au début de l’Oligocène, n’est connue qu’au Pérou et en Bolivie où elle détermine la déformation principale dans de vastes régions, en particulier dans la Cordillère Orientale et la zone intercordilléraine.
18Dans la Cordillère Occidentale du Pérou central, cette phase est antérieure aux volcanites datées de l’Eocène supérieur (Noble et al., 1974) qui recouvrent en discordance des couches rouges dont on sait seulement qu’elles sont post-santoniennes. Dans la zone intercordilléraine du même Pérou central les mêmes couches rouges montent par contre dans l’Oligocène basai et peut-être plus haut. Il y a donc là un problème qu’on peut résoudre en supposant que la phase incaïque migre vers le nord-est au cours du temps, ou bien en supposant que la phase qui plisse les couches rouges des Hauts Plateaux est une phase distincte encore plus récente. Nous choisirons ici la première solution.
19La phase incaïque est calée paléontologiquement dans d’autres secteurs des Andes centrales. Vers le lac Titicaca, elle est comprise entre les couches rouges (fm. Muñani) à Charophytes éocènes (Audebaud et al., 1972) et les conglomérats Puno à la base desquels M. Mattauer a trouvé des Charophytes à affinités oligocènes (in Chanove et al., 1969). On trouve confirmation de ces âges dans le nord-ouest de la Bolivie, à la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale, où les molasses de Salla-Luribay et Lacayani sont postérieures à la phase incaïque et ont livré des restes de Mammifères déséadiens, c’est-à-dire approximativement de l’Oligocène inférieur (Hoffstetter, 1968 ; Hoffstetter et al., 1971).
20Dans la zone subandine, E. Koch (1962) signale vers Ganso Azul, dans les couches rouges du Crétacé terminal-Eocène, des structures de compression très ouvertes, recouvertes directement par les couches rouges Contamana III miocènes ; le hiatus stratigraphique est comblé latéralement par la fm. Pozo, marine, à faune oligocène sans plus de précision (Williams, 1949) ; là cette compression se place vers la limite Eocène-Oligocène.
21L’ensemble de ces données permet d’attribuer à la phase incaïque un âge fini-éocène ; c’est un progrès incontestable puisque G. Steinmann, en 1929, la situait entre le Paléocène et l’Oligocène, et la plupart des auteurs récents dans l’Eocène moyen ou supérieur et ceci avec assez peu d’arguments.

Fig. 62. — Tableau synoptique de la tectorogenèse andine dans les Andes du Pérou central
— En blanc : terrains marins. — En grisé : terrains continentaux. — En barré vertical : lacunes. — Les flèches indiquent la provenance du matériel détritique, et les lignes ondulées, la position des discordances et des phases de plissement.
1. D’après Ruegg (1957) et Newell (1956).
2, 3, 4. Cf. figure 59.
5, 6. Mégard (1958 et inédit).
7. D’après Koch et Blissenbach (1960) et d’après Koch (1962).
3. LES PHASES MIOCÈNE ET PLIOCÈNE
22C’est en se basant sur les observations de H. Gerth (1915) dans la région d’Ayacucho que G. Steinmann (op. cit.) avait défini une phase « quechua » qui plissait des sédiments continentaux « miocènes » recouverts par un Quaternaire discordant ; il la plaçait dans le Pliocène inférieur.
23Les levers de la feuille de Huanta (mégard et Paredes, inédit) nous ont convaincu de l’existence de deux phases de plissement dans ces mêmes dépôts post-éocènes du bassin d’Ayacucho : nous avons attribué la plus ancienne au Miocène, la plus récente au Pliocène. Ces âges étaient très approchés puisqu’ils n’étaient basés, une fois encore, que sur des corrélations avec le sud du Pérou et la Bolivie discutées dans le travail récent d’E. Audebaud et al. (1973). Nous reprendrons rapidement cette discussion : on connaît, sur le versant pacifique sud-péruvien et nord-chilien, au-dessus des volcanites « Tacaza » plissées, des ignimbrites très puissantes datées du Miocène à leur base et seulement affectées par quelques failles et flexures. Le plissement « miocène » ainsi défini s’observe encore à la bordure sud-ouest de l’Altiplano sud-péruvien (E. Audebaud, com. orale) où l’on connaît également un plissement plus récent ; ce dernier serait équivalent à celui que R. Hoffstetter et al. (1971) datent avec précision du Pliocène dans la partie nord-ouest de l’Altiplano bolivien.
24Sur les Hauts Plateaux du Pérou central, un plissement « pliocène » superpose ses effets à ceux du plissement « miocène » à Castrovirreyna et Ayacucho par exemple. Dans la région de Castrovirreyna : Huachocolpa, l’âge miocène de la plus ancienne des phases « quechuas » a reçu un début de confirmation : les premières déterminations d’âges radiométriques effectuées par CD. Noble et al. (1972) calent cette phase dans le Miocène supérieur, entre 13,9 et 10,4 MA.
25Dans la zone subandine du Pérou, une phase tectonique pratiquement unique plisse l’ensemble d’une colonne stratigraphique qui va du Cambrien probable au sommet des couches rouges tertiaires ; cette phase est pliocène selon toute vraisemblance.
26Divers travaux, ceux de W. Rüegg en particulier, situaient cette phase intrapliocène entre le sommet des couches rouges déformées et les couches à mollusques non déformées d’Iquitos attribuées au Plio-Pléistocène ; cette argumentation n’est plus valable puisque ces couches contiennent des Charophytes nettement miocènes (F. Spillmann in E. Koch, 1962, p. 31), leur position horizontale n’étant due qu’à leur situation externe par rapport à la zone subandine.
27En fait le plissement de la zone subandine se localise avec moins de précision entre le sommet des couches rouges plissées Contamana III, qui, selon E. Koch (1962), contiennent les Mammifères pliocènes décrits par F. Spillmann (1949), et le début d’une évolution morphologique quaternaire s.l. étudiée par E. Koch (1959). Ce plissement se situe donc dans le Pliocène moyen ou supérieur.
B. LA TECTONIQUE ANDINE DANS LA ZONE COTIÈRE
28II faut remonter au Précambrien pour trouver les traces évidentes d’une tectorogenèse intense dans la zone côtière du Pérou central ; la présence de la chaîne hercynienne y reste problématique et les plissements andins y sont faibles : à des plis finicrétacés très amples se superposent les plis encore plus ouverts d’une tectonique vraisemblablement pliocène.
29Si la tectonique souple est peu spectaculaire, la tectonique cassante est omniprésente ; la zone côtière apparaît avant tout comme une mosaïque de blocs failles. Une partie des failles ont été cartographiées à l’occasion d’études régionales mais les déplacements des blocs ont rarement été étudiés du simple point de vue géométrique et encore moins du point de vue chronologique.
1. LA TECTONIQUE SOUPLE DANS LA SÉRIE MÉSOZOÏQUE DE LA CÔTE
30Il s’agit de la tectonique post-albienne et pré-Eocène supérieur, attribuée au Crétacé terminal (cf. p. 156).

Fig. 63. — Plis à schistosité dans la basse vallée du rio Cañete à l’EÑE d’Impérial
Croquis d’après les indications de H. Salazar
1. Séries crétacées calcaires et volcanodétritiques datées en partie de l’Albien. 2. Tonalités du batholite côtier. 3. Eocène marin (fm. Paracas). 4. Pliocène et Quaternaire ancien (fm. Cañete). 5. Alluvions récentes
31Elle s’exprime par des synclinaux et anticlinaux très ouverts, droits ou faiblement dissymétriques, de direction nord-nord-ouest à nord-ouest ; ces plis sont cylindriques, isopaques et se situent à une exception près au-dessus du front supérieur de schistosité ; pris dans leur ensemble, ils ne montrent aucun déversement préférentiel : l’anticlinal de Lima, par exemple (Lisson, 1907) est large de plus de 20 km et sa direction est approximativement nord-nord-ouest, son flanc sud-ouest pend avec 5 à 10° et son flanc nord-est atteint 30°, il est donc faiblement déversé vers le nord-est. Près d’Impérial (prov. de Cañete), 140 km au sud-ouest de Lima, H. Salazar (com. orale) a observé de la schistosité et des ammonites albiennes déformées dans un de ces vastes anticlinaux dont schématiquement on peut donner la coupe suivante (fig. 63). P. Usselmann et B. Dalmayrac ont également observé une schistosité fruste sur la côte près de Lima et entre Lima et Cañete. Vu le style des plis, cette schistosité est vraisemblablement due à une forte charge ou à un gradient thermique local élevé plutôt qu’à une forte intensité de la déformation.
32Au nord de Lima, les plis restent très ouverts jusqu’au niveau de Casma (9° 30’ S.) où des anticlinaux étroits et à flancs raides, pour la plupart déversés vers le sud-ouest, séparent des synclinaux larges et plats (fig. 64) ; là encore les directions sont proches de nord-ouest.

Fig. 64. — Allure des plis dans les séries volcanosédimentaires mésozoïques au long de la vallée du rio Seco par 9° 48’ S
33Le style des plis de la zone côtière est en partie conditionné par l’épaisseur, qui atteint 7 000 m, et par l’homogénéité de la série mésozoïque surtout volcanique et volcanodétritique, mais aussi par la faiblesse de la compression. En effet, le raccourcissement dû à ces plis n’atteint pas 10 % et jusqu’à présent on ne connaît pas de structures cassantes compressives de même âge qui viendraient l’augmenter. Il est cependant vraisemblable que de telles structures ont joué, du moins au niveau du socle précambrien, dans le bourrelet côtier d’Ica-Nazca.
2. LA TECTONIQUE SOUPLE DANS LA SÉRIE TERTIAIRE DE LA CÔTE
34Les séries tertiaires n’affleurent pratiquement que sur le bourrelet côtier. Elles sont très peu déformées ; elles dessinent des dômes, de vastes ondulations synclinales et quelques anticlinaux ; les pendages sont rarement supérieurs à 10° dans ces structures. Les couches sont par contre fortement redressées dans des flexures situées à l’aplomb de failles qui affectent le substratum pré-tertiaire. Une flexure de ce type redresse les couches à plus de 70° vers le pont Huamani où la route panaméricaine franchit le rio Pisco (13° 43’ S.). Dans ce cas, selon W. Rüegg (1957), la faille profonde correspondante est normale ; mais il n’en est pas toujours de même comme le montre, beaucoup plus au sud, la coupe de la vallée du rio Majes (faille d’Aplao, J. Guizado, 1968). Là le substratum affleure tout au long de la vallée dont le Tertiaire forme le haut versant et on observe que les flexures traduisent au niveau de la couverture aussi bien les failles normales que les failles inverses du substratum. Lorsque la couverture affleure seule, la question de savoir si une flexure correspond à de la distension ou à de la compression reste sans réponse.
3. LA TECTONIQUE CASSANTE
35La cartographie géologique effectuée jusqu’à présent en des secteurs isolés de la zone côtière centrale montre une mosaïque de blocs qui influence notablement le tracé de la ligne de côte qui souvent suit des abrupts de faille à peine modifiés par l’érosion.
36Dans le bourrelet côtier d’Ica-Nazca cette tectonique de faille s’exerce au niveau du substratum prémésozoïque dont la couverture tertiaire suit passivement les mouvements en se cassant ou, plus fréquemment, en se flexurant. Selon les travaux de W. Rüegg (1953, 1957) et de N. D. Newell (1956), les failles nord-ouest prédominent au sud de 14° 15’ S., où elles sont recoupées par quelques failles nord-sud et nord-est ; plus au nord et en particulier dans la péninsule de Paracas, les failles nord-sud à nord-nord-est sont les plus importantes. Toutes ces failles ont des pendages qui se situent entre 60 et 90° et des rejeux normaux postérieurs au dépôt du Tertiaire marin avec des rejets de l’ordre de 200 à 300 m. Elles ont un rôle géomorphologique important dans cette région où l’érosion est très faible ; elles déterminent des horsts et grabens et des blocs à arêtes souvent orthogonales qui forment les rentrants et les sortants de la ligne de côte.
37L’étude de J. Fernandez Concha (1958) sur le Morro Solar, à Lima même, analyse avec plus de précision les caractéristiques des failles nord-sud et est-ouest qui affectent la série néocomienne de ce secteur. Là encore ce sont des failles proches de la verticale à rejet normal, accompagné dans quelques cas d’un rejet latéral important : 40 m de coulissage dextre au long de la faille nord-sud de « La Chira », 19 m de rejet horizontal dextre au long de la faille est-ouest du « Salto del Fraile » dont le rejet vertical n’est que 14 m. Là encore la morphologie côtière est liée à ces failles.
38Des glissements au long des plans de stratification affectent aussi le Morro Solar, déplaçant des paquets de strates de plus en plus élevés stratigraphiquement dans une direction comprise dans le secteur ouest, comme le prouve l’examen du déplacement apparent d’un dyke cisaillé. Ces glissements couche sur couche se faisant vers l’ouest ne peuvent être liés au plissement qui a donné l’anticlinal de Lima dans le flanc sud-ouest duquel se situe le Morro Solar. Il pourrait s’agir de glissements gravitationnels tardifs.
39Au nord de Lima, selon J. Cobbing (Serv. Geol. Peru, sous presse) la ligne de côte, de direction moyenne N. 30 W. correspond à une série de blocs délimités par des failles nord-ouest et nord-est ; tout bloc méridional est décalé vers le sud-ouest par rapport au bloc septentrional contigu.
40Dans l’ensemble, l’influence directe des failles sur la morphologie, même dans une région où l’érosion est très faible, indique des mouvements récents que confirme la forte séismicité, mais l’analyse détaillée de la tectonique cassante reste à faire.
C. LA TECTONIQUE ANDINE DANS LA CORDILLÈRE OCCIDENTALE
41Deux sous-étages structuraux andins sont présents dans la Cordillère Occidentale ; le plus ancien correspond aux séries crétacées et éocènes intensément plissées au voisinage du front supérieur de schistosité par la phase de l’Eocène terminal ; le plus récent comprend les séries volcaniques oligocènes et néogènes affectées au Miocène et au Pliocène par des plis concentriques ouverts. Quel que soit le sous-étage considéré, les structures ont une direction nord-ouest à nord-nord-ouest. Ces deux sous-étages sont recoupés par des granitoïdes et par des filons volcaniques.
1. LES STRUCTURES FINI-ÉOCÈNES DANS LE CRÉTACÉ ET L’ÉOCÈNE
42Dans le Pérou central on ne connait aucune coupe tectonique continue à travers les terrains crétacés et éocènes de la Cordillère Occidentale : toutes sont interrompues par les intrusions du batholite ou cachées partiellement par la couverture volcanique néotertiaire. Néanmoins la somme des renseignements tirés d’affleurements isolés est suffisamment cohérente pour que l’on puisse se faire une idée du style de la déformation : une zone où la déformation est intense et se produit à proximité du front supérieur de schistosité occupe la bordure nord-est de la Cordillère Occidentale et s’étend plus ou moins loin vers le sud-ouest selon les transversales étudiées ; entre cette zone fortement déformée (ou Cordillère Occidentale, s.s.) et la zone côtière s’étend une zone bordière moins déformée.
1.1. LA ZONE BORDIÈRE SUD-OUEST
43Son bord sud-occidental se situe approximativement 20 à 50 km au nord-est de la ligne de côte et sa largeur varie entre 5 et 50 km.
44Dans cette zone s’effectue la transition entre les plis concentriques très ouverts de la zone côtière et les plis en chevron typiques de la partie nord-est de la Cordillère Occidentale. Du fait du batholite, les modalités de cette transition n’ont été observées qu’en quelques points. Dans la région de Palpa (14° 30’ S.) entre Ica et Nazca, une coupe de A. Aguirre (1961) montre comment les ondulations synclinales et anticlinales du Mésozoïque du bourrelet côtier, larges d’une dizaine de kilomètres, passent à des plis droits encore concentriques, à flancs redressés jusqu’à 45° puis à des plis droits en chevrons kilométriques (fig. 65) dont les flancs pendent à près de 60° ; ce changement de style s’effectue en une quinzaine de kilomètres. J. Cobbing et J. Garayar (1976) ont observé une transition aussi rapide en quelques points entre 10° 30’ S. et 11° 30’ S.

Fig. 65. — Coupe de la bordure SW de la Cordillère occidentale au niveau de Palpa (14° 30’ S) d’après A. Aguirre M. (1961)
1. Quartzites, shales et andésites du Crétacé inférieur datés de l’Albien dans leur partie supérieure. 2. Dacites et andésites du Crétacé inférieur. 3. Calcaires intercalés avec des andésites et dacites et passant latéralement à ces mêmes volcanites (3’). 4. Cheminée volcanique. 5. Granodiorite du batholite côtier
45Sur la transversale du rio Cañete, par contre, la zone bordière a près de 50 km de large : en effet à Pacaran, situé à 50 km au nord-est du Pacifique, la série terrigène et volcanosédimentaire crétacée montre des plis droits, concentriques, plurikilométriques dont les flancs pendent à moins de 25° ; on ne trouve des plis en chevron qu’à partir de Yauyos, situé à 80 km du Pacifique... mais le passage des structures de Pacaran à celles de Yauyos est oblitéré par le batholite et par les volcanites tertiaires.
1.2. LA CORDILLÈRE OCCIDENTALE s.s
46La Cordillère Occidentale s.s. est caractérisée, au niveau de la série crétacée et éocène, par des plis fermés, le plus souvent en chevron ; ces plis sont décamétriques à kilométriques et souvent accompagnés de schistosité axiale, les pendages de leurs flancs sont en général forts, ce qui entraîne un taux de raccourcissement élevé. Des failles longitudinales souvent inverses sont associées à ces plis ; elles sont particulièrement nombreuses à la bordure nord-est de la Cordillère Occidentale.
47Dans la zone que j’ai parcourue entre 11° S. et 13° S. le Crétacé et l’Eocène ainsi tectonisés n’affleurent qu’en quelques secteurs isolés situés pour la plupart dans les grandes vallées (cf. carte à 1/500 000e) ; aussi nous décrirons leurs structures en partant de deux transversales, celle du rio Rimac et celle du rio Cañete. La première est classique, encore que sa tectonique n’ait jamais été étudiée en détail auparavant. La seconde était peu connue car la route Yauyos-Huancayo qui suit le rio Cañete n’est complètement ouverte que depuis 1967.
48Enfin, nous examinerons un secteur situé entre ces deux transversales dans la partie nord-est de la Cordillère Occidentale ; les modalités du passage aux Hauts Plateaux y sont particulièrement bien exposées.
49Ces études par secteurs une fois réalisées, nous verrons dans quelle mesure les conclusions que l’on peut en tirer sur le style de la déformation sont valables pour des parties plus septentrionales ou plus méridionales de la Cordillère Occidentale.

planche vii. — tectonique andine de la cordillère occidentale
1. Plis en chevron dans des quartzites et des cornéennes à épidote d’âge vraisemblablement crétacé, en enclaves dans le batholite côtier. Vallée du rio Santa Eulalia, vers le barrage d’Autisha, 60 km au nord-est de Lima. 2. Plis en chevron avec schistosité axiale bien développée dans le Crétacé moyen et supérieur carbonate, vers le Col de Yanashalla, à l’extré mité nord de la Cordillère de Huayhuash (vue vers le sud-est). 3. Calcaires à cherts du Crétacé moyen affectés par des plis en chevron avec un notable épaississement des charnières à Viso, dans la vallée du rio Rimac, 80 km à l’est-nord-est de Lima.
1.2.1. La transversale du rio Rimac et du rio Santa Eulalia
LE SECTEUR DE CARACHACRA
50Au niveau des mines de barytine Leonila, 4 km en aval de Cocachacra, un affleurement crétacé s’étend de part et d’autre du rio Rimac, intrudé à l’ouest par le batholite et limité à l’est par une faille subverticale nord-est-sud-ouest qui le met en contact avec les volcanites tertiaires. Cet affleurement est composé de quartzites et de siltstones en lits de 5 à 15 cm ; ils montrent des plis kilométriques compliqués par des plis mineurs hectométriques. Tous ces plis sont concentriques et isopaques, de direction 130 à 140. On se trouve là dans la bordure sud-ouest de la Cordillère Occidentale s.s.
LE SECTEUR HUINCO-AUTISHA
51Plus au nord-est, l’intensité de la déformation augmente comme on le voit dans ce secteur, qui, projeté sur la coupe du rio Rimac, se situerait entre Cocachacra et Matucana.
52Le cañon du rio Santa Eulalia, tributaire de la rive droite du rio Rimac, recoupe ici sur plusieurs kilomètres des enclaves du batholite qui furent échantillonnées par A. Buxtorf et étudiées pétrographiquement par P. Bearth (1938). Selon cet auteur, ces enclaves sont formées d’alternances, épaisses de 5 à 15 cm, de roches siliceuses claires à grain très fin, et de cornéennes contenant jusqu’à 80 % d’épidote ; il s’agit sans doute des équivalents métamorphiques de la série observée à Carachacra.
53Ces alternances sont affectées par des plis en chevron décamétriques (pl. VII, 1) dont les axes sont proches de l’horizontale et de direction approximativement nord-ouest ; le pendage de leurs flancs varie entre 20 et 60°. Certains de ces plis sont faiblement déversés vers le nord-est, d’autres vers le sud-ouest ; ils sont associés à des anticlinaux et synclinaux plurihectométriques déversés vers le nord-est, qui peuvent s’interpréter comme des plis mineurs dans le flanc sud-ouest d’un vaste anticlinal. Les charnières dessinées par les lits siliceux ne montrent pas d’épaississement net, contrairement à ce que l’on observe dans les lits de cornéennes : dans les lits siliceux il y a donc flexion, accompagnée parfois de cisaillement, et dans les cornéennes flexion et aplatissement. Néanmoins je n’ai pas observé de schistosité dans ce matériel ; cette absence de schistosité est vraisemblablement due à la recristallisation survenue lors de l’intrusion du batholite.
54La couverture volcanique discordante est ici très faiblement plissée et il est clair que les alternances dont nous venons de décrire la tectonique appartiennent au même sous-étage structural que nous allons maintenant étudier dans des massifs plus orientaux.
LES MASSIFS DE VISO-QUEBRADA1 UNTURO ET DE LA QUEBRADA HUACHUGA
55Situés 27 km à l’est du secteur Huinco-Autisha, ces massifs crétacés essentiellement calcaires affleurent au cœur d’un vaste anticlinal N.-S. à N. 30 W. dessiné par la couverture volcanique oligocène et néogène ; cet anticlinal présente un fort plongement axial à ses extrémités nord et sud où les calcaires disparaissent sous les volcanites.
56En discordance très nette sous cette couverture, le Crétacé dessine des plis d’ampleur métrique à kilométrique dont la direction varie le plus souvent entre N. 40 W. et N. 20 W. mais peut devenir N.-S. Trois coupes (fig. 67) et une carte partielle (fig. 66), qui ne tient compte que des structures observées par Y. Cuenod et moi-même au cours de quelques traversées rapides de ce massif, donnent une idée du style du plissement.
57La coupe A montre dans le massif de Huachuga un synclinal concentrique ouvert, à axe horizontal, compliqué par des plis mineurs dans des calcaires et marnes bitumineux qui représentent le sommet de l’Albien moyen et montent vraisemblablement ici dans l’Albien supérieur ou même le Cénomanien. Ces plis mineurs fortement disharmoniques sont encore concentriques mais en chevron. Le plissement s’est opéré par flexion accompagnée de cisaillement dans les charnières au niveau des bancs compétents.

Fig. 66. — Carte géologique schématique des massifs crétacés de Qda. Huachuga, Viso-Qda. Unturo et de rinfiernillo

Fig. 67. — Coupes dans les massifs de la Quebrada Huachuga et de Viso-Qda. Unturo Ces coupes sont localisées sur la figure 66.
1. Volcanites oligocènes et néogènes et localement conglomérat basai. 2. Calcaires d’âge Albien supérieur à Coniacien (fm. Jumasha). 3. Calcaires et shales bitumineux de la partie supérieure de l’Albien moyen (fm. Pariatambo). 4. Calcaires marneux de la partie inférieure de l’Albien moyen (fm. Chulec). 5. Quartzites en petits bancs et couches rouges sommitales d’âge Hauterivien à Albien inférieur (fm. Carhuaz). 6. Calcaires du Valanginien supérieur (fm. Santa)
58Les coupes B et C dans le massif de Viso-quebrada Unturo témoignent d’une déformation plus intense, quoiqu’elles traversent un matériel vraisemblablement albien à cénomanien très analogue. La coupe B montre des plis en chevron plurihectométriques légèrement déversés vers l’est-nord-est et à plongement axial vers le sud-est, accompagnés d’une schistosité axiale de direction 150 à 160 qui pend vers l’ouest-sud-ouest avec 70 à 80° et dessine des éventails très fermés. La série comporte des bancs calcaires qui peuvent atteindre 3 m d’épaisseur et sont plus compétents que les marnes bitumineuses qui les séparent : on note un épaississement des charnières très net dans les marnes où le mécanisme de déformation est une flexion accompagnée d’aplatissement alors que les bancs calcaires se déforment par flexion et cisaillement. Ce style de plissement est courant dans la Cordillère Occidentale et magnifiquement exposé, par exemple, dans les calcaires et marnes du Crétacé supérieur de la partie nord de la Cordillère de Huayhuash, située 240 km au nord-nord-est de la coupe du rio Rimac (pl. VII, 2).
59Sur la coupe C, on voit les plis mineurs, le plus souvent en chevron, se multiplier et devenir décamétriques à métriques dans un matériel formé d’alternances de 5 à 10 cm d’épaisseur de calcaires souvent riches en cherts et de calcaires marneux : ils sont toujours accompagnés d’une schistosité axiale. A Viso même, en face de la gare, on note dans toutes les alternances un aplatissement très net au niveau des charnières qui sont fortement épaissies (pl. VII, 3). Par contre, les calcaires blancs massifs subverticaux qui succèdent à ces alternances vers l’est semblent peu déformés et ne dessinent aucun pli mineur.
60Entre la coupe A (massif de Huachuga) et les coupes B et C (massif de Viso-Quebrada Unturo), situées actuellement à des niveaux topographiques très différents, on traverse donc le front supérieur de schistosité, tout en restant dans des formations de même âge et de lithologie semblable ; ceci peut s’expliquer par le fait que le massif de Viso-Unturo se situait déjà dans une dépression axiale du système plissé, donc dans un milieu vraisemblablement soumis à des températures plus élevées bien avant la mise en place de la couverture volcanique.

Fig. 68. — Coupe des gorges de l’Infiernillo dans la vallée du rio Rimac
1. Volcanites oligo-miocènes. 2. Calcaires du Crétacé supérieur. 3. Calcaires et shales bitumineux de la partie supérieure de l’Albien moyen. 4. Quartzites et charbon néocomiens. S = schistosité fini-crétacée
N.B. — Cette coupe figure à une échelle plus réduite dans la figure 76
LES MASSIFS DE SAN MATEO ET DE L’INFIERNILLO (FIG. 68)
6110 km au nord-est de Viso, le rio Rimac traverse les massifs crétacés de San Mateo et de l’Infiernillo par une gorge impressionnante qu’empruntent la route et la voie ferrée Lima-Huancayo. Là encore, on se trouve à proximité du front supérieur de schistosité.
62Dans le massif de San Mateo, les quartzites néocomiens chevauchent les calcaires albo-cénomaniens, qui sont schistosés et à l’envers. Le chevauchement est parallèle à la stratification des quartzites et sa flèche, au long du pendage, dépasse 500 m. Si on déplisse la couverture volcanique où les directions sont aussi nord-ouest, on voit que ce contact anormal pendait initialement vers le sud-ouest avec une vingtaine de degrés. La faille inverse qui borde au nord-est le massif crétacé de San Mateo est peut-être un autre accident de ce type, mais qui, cette fois, aurait fortement rejoué au Mio-Pliocène.
63Dans le massif de l’Infiernillo, les calcaires dessinent un anticlinal ouvert, tronqué par l’érosion antérieurement à la mise en place des séries volcaniques du Tertiaire supérieur ; ce pli affecte la schistosité des calcaires.
LE SECTEUR CASAPALCA-TICLIO
64Au nord-est du massif de l’Infiernillo, les volcanites dessinent un synclinal large de 7 km, puis un vaste anticlinorium qui occupe le secteur Casapalca-Col du Ticlio. Dans les anticlinaux affleurent largement les couches rouges du Crétacé terminal-Eocène qui sont plus intensément déformées que les volcanites.
65Dans les couches rouges les plis majeurs, de dimension kilométrique, ont des directions N.-W. à N.-N.W. ; ce sont des plis cylindriques qui se suivent sur 5 à 10 km avant d’être relayés par d’autres plis de même direction ; à leurs extrémités ils ont des plongements axiaux de l’ordre de 30 à 60°. Tous sont droits ou faiblement déversés vers le nord-est. Dans leurs flancs, la majorité des pendages varient entre 45 et 80°. Les plis majeurs et les rares plis mineurs sont des plis en chevron ; au niveau des charnières les bancs restent isopaques dans les grès et conglomérats, mais s’épaississent dans les niveaux pélitiques.
66Les niveaux de pélites et grès pélitiques sont schistosés ; il s’agit d’une schistosité de fracture fine, qui passe à des fractures grossières dans les bancs de grès massifs et les conglomérats. Elle a une direction 145 à 160 qui fait fréquemment un angle de 10 à 20° avec celle des bancs, elle est verticale ou à pendage sud-ouest compris entre 90 et 60°. Dans les conglomérats, les éléments ne sont habituellement pas déformés, sauf dans le cas d’un conglomérat fortement schistosé à abondante matrice pélitique, que nous avons observé 13 km au nord-nord-ouest de Casapalca, près du col Antaccasa, au long de la route qui mène de ce col à la vallée du Santa Eulalia. Ailleurs les galets calcaires et gréseux sont fréquemment impressionnés.
67La figure 69 montre qu’il existe un lien évident entre les structures mio-pliocènes dans les volcanites et les structures dans les couches rouges, si bien qu’on peut même se demander si la déformation dans les couches rouges ne pourrait pas être due exclusivement à un plissement disharmonique mio-pliocène. Ce n’est cependant pas le cas, car la discordance angulaire entre couches rouges et volcanites est évidente, ainsi que D. H. Me Laughlin l’a souligné dès 1929 en rectifiant une erreur de G. Steinmann. Par ailleurs le type de déformation est très différent pour des niveaux de lithologie équivalente et de situation identique au sein de l’édifice tectonique mio-pliocène : alors que les couches rouges sont finement schisteuses en des points situés à plus de 5 000 m dans la région de Casapalca, des grauwackes à grain aussi fin associées aux volcanites ne montrent qu’un clivage très fruste à 3 400 m d’altitude, au fond du synclinal de rio Blanco. Dans les couches rouges, la schistosité et l’essentiel des plis sont donc antérieurs à la mise en place de la couverture volcanique du Tertiaire supérieur.

Fig. 69. — Coupe des crêtes situées au SE de la haute vallée du rio Rimac (secteur de Casapalca)
1. Porphyres plagioclasiques. 2. Volcanites oligomiocènes. 3. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 4. Calcaires du Crétacé supérieur. S = Schistosité fini-crétacée
N.B. — Cette coupe figure à une échelle plus faible dans la partie TSE de la coupe de la figure 76
68Par ailleurs, alors que le plissement mio-pliocène s’est effectué par flexion et cisaillement dans les volcanites, il n’en a pas été de même dans les couches rouges : en effet, si on déplisse les volcanites pour se faire une idée des structures de la phase de l’Eocène terminal dans les couches rouges sous-jacentes, on obtient des schistosités dont le pendage varie entre 10 et 90° sur de courtes distances, et des plis tantôt fortement déversés avec des flancs inverses très développés, tantôt droits. Le manque d’homogénéité d’une telle reconstruction la rend improbable et un autre mécanisme semble mieux rendre compte de la déformation des couches rouges au Mio-Pliocène : il s’agit d’un glissement au long des plans de schistosité accompagné d’aplatissement, autrement dit d’un aplatissement rotationnel, dont la mise en œuvre a pour corollaire le jeu d’une surface de décollement entre les couches rouges et les volcanites.
69Les structures à schistosité d’âge fini-éocène observées dans les couches rouges et dans le Crétacé, dans le massif de Viso par exemple, sont donc fort analogues ; on trouve confirmation de cette analogie dans les écailles raides de la partie nord-est de la coupe de la figure 70, où le Crétacé supérieur (fm. Celendin ou Jumasha) et les couches rouges sont affectés par la même schistosité et ont des pendages parallèles. Malgré cette analogie dans le style de la déformation, une discordance d’érosion sans rupture de parallélisme peut exister entre les couches rouges et leur substratum crétacé supérieur ; c’est vraisemblablement le cas pour la discordance que mentionne J. W. Nuñez dans le tunnel Graton, creusé à la cote 3 200 m pour drainer la mine de Casapalca.
1.2.2. La transversale du haut rio Cañete et du rio Alis
LES STRUCTURES
70De la transversale du haut rio Cañete, nous laisserons de côté les affleurements isolés des environs immédiats de Yauyos, caractérisés par des plis en chevron très disharmoniques et souvent à forts pendages axiaux dans les quartzites et grès charbonneux du Jurassique supérieur ( ?)-Néocomien inférieur ; et nous étudierons avec plus de détail les structures de la zone de Carania-Piños-Laraos-Alis remarquablement exposées dans les vallées profondément encaissées des rios Cañete et Alis (fig. 70 et 71).
71La coupe I de la figure 71 débute au sud-ouest dans des quartzites du Néocomien inférieur qui donnent des plis cylindriques parfois failles axialement dont certains présentent des charnières arrondies isopaques et d’autres des charnières en chevron ; les glissements banc sur banc sont facilités par la présence de lits charbonneux interstratifiés ; ces plis sont kilométriques. Les quartzites néocomiens chevauchent vers l’est, par un contact incliné à 50°, un compartiment où affleurent des termes plus élevés de la série néocomienne et même l’Albien moyen. Dans cette partie médiane de la coupe, les plis sont plus réguliers et se suivent sur plusieurs dizaines de kilomètres ; ce sont des plis étroits, en chevrons kilométriques, dont les flancs pendent souvent à 60° et plus ce qui implique un taux de raccourcissement supérieur à 50 % (cf. De Sitter, 1964, p. 295). Au cœur des anticlinaux, les quartzites ont un comportement extrusif et tendent vers une position isoclinale ; les charnières sont souvent faillées.
72Dans les calcaires du Valanginien supérieur et les calcaires et marnes de l’Albien moyen naissent de nombreux plis mineurs décamétriques à plurihectométriques ; ce sont soit des plis en chevron, soit des plis isoclinaux avec un très fort épaississement au niveau des charnières. Dans toute la série crétacée le déversement des plis change selon les secteurs et même au long de leurs axes. Une schistosité de fracture de plan axial est associée à ces plis ; elle n’est bien développée que dans les niveaux pélitiques de la série éocrétacée.
73Plus au nord-est, au long du rio Alis et dans les montagnes situées au nord-est de la vallée de Laraos, les termes les plus élevés de la série crétacée (fm. Jumasha et Celendin) et les couches rouges du Crétacé terminal-Eocène affleurent dans des blocs de 1 à 3 km de large bordés par des failles longitudinales subparallèles les unes aux autres et proches de la verticale (coupes I, II et III, fig. 71). Dans ces compartiments, les plis tendent à être isoclinaux avec des flancs qui pendent entre 60 et 90°, la schistosité est bien développée et les charnières sont épaissies. Ce style de déformation est net sur la coupe II qui suit le tracé de la nouvelle route Yauricocha-Laraos ; il est également présent dans les couches rouges (coupe III, fig. 71).
74Les failles longitudinales de ce secteur ont l’aspect de failles normales très raides qui abaissent systématiquement le compartiment situé au nord-est : ceci se voit bien, par exemple, pour les deux failles situées immédiatement au nord-est d’Alis qui pendent au nord-est avec 70° et mettent successivement en contact, du sud-ouest vers le nord-est, des termes de plus en plus récents de la série crétacée. Dans le secteur au sud-ouest de Yauricocha, j’ai fait des observations très semblables qui coïncident avec celles de D. R. S. Thomson (1960). T. Szekely (1969) dessine cependant ces failles comme des failles inverses chevauchantes vers le nord-est, typiques de ce qu’il appelle la zone imbriquée d’Alis-Quilcasca (cf. la coupe C de sa fig. 5, p. 561) mais cette interprétation contredit les observations de terrain. Cependant, nous verrons plus loin que la position actuelle de ces failles est sans doute le fait d’une évolution tardive et qu’elles ont dû jouer en failles inverses dans un premier temps.
75Vers le nord-est au sortir de cette succession de blocs failles, la vallée du rio Alis recoupe un contact anormal F2 pratiquement vertical au niveau du rio mais qui est déversé vers le nord-est quand on l’observe quelques centaines de mètres plus haut. Du sud-ouest vers le nord-est il met en contact des quartzites du Néocomien supérieur avec un ensemble massif de calcaires d’âge cénomanien à coniacien (fm. Jumasha) disposés en bancs réguliers de 30 cm à quelques mètres d’épaisseur, dont la puissance apparente dépasse 1 000 m. Ces calcaires dessinent un vaste anticlinal au cœur duquel apparaissent quelques plis mineurs plurihectométriques, c’est cette structure que le rio Alis a creusé perpendiculairement en une gigantesque gorge, le canon d’Olan, dont les parois verticales peuvent atteindre 1 000 m. En cartographiant au sud-est du canon cet anticlinal que j’appellerai anticlinal d’Olan, j’ai pu montrer qu’il s’agit d’un anticlinal de nappe qui replisse non seulement le contact F2 mais aussi un contact F1 situé plus bas et subparallèle à la stratification (fig. 71 et 72) ; ces deux contacts permettent de différencier trois unités tectoniques superposées qui sont, de bas en haut, A, B et C :
76— A et B ne comprennent à l’affleurement que des calcaires massifs Jumasha cénomaniens à coniaciens, des calcaires et marnes Celendin santoniens et les couches rouges concordantes qui les surmontent ; F1 et F2 sont subparallèles à la stratification des séries qui figurent dans A et B, ils se situent d’abord au sommet du Jumasha puis migrent jusque dans les couches rouges en recoupant le Celendin sous un angle très faible.
77— C comprend les mêmes formations, complétées vers le bas par les calcaires bitumineux Pariatambo et les marno-calcaires Chulee de l’Albien moyen puis par les quartzites du Néocomien supérieur. A l’inverse de A et B, C montre des structures antérieures au contact F2 et tronquées par celui-ci ; ce sont des plis kilométriques qui ont été replissés dans la terminaison périclinale sud-est de l’anticlinal d’Olan et montrent des plongements axiaux raides dans cette direction. Cette disposition est évidente sur les photos aériennes 14 497 et 14 498 du vol USAF 23-F et illustrée par la figure 72.

Fig. 70. — Carte géologique schématique de la vallée du rio Alis et d’une partie de la haute vallée du rio Canete

Fig. 71. — Coupes dans la Cordillère occidentale sur la feuille de Yauyos, entre 12° 15’ S. et 12° 30’ S.
Ces coupes sont localisées sur la figure 70
Légende commune aux figures 70 et 71
A. Parties S. W. et centrale. 1. Volcanites oligocènes ( ?) et néogènes. 2. Couches rouges (fm. Casapalca). 3. Calcaires et marnes avec couches rouges gypseuses près de la base (fm. Celendin). 4. Calcaires (fm. Jumasha). 5. Calcaires bitumineux (fm. Pariatambo). 6. Calcaires marneux et marnes (fm. Chulec).
7. Shales et grès (fm. Carhuaz). 8. Calcaires (fm. Santa). 9. Quartzites (fm. Chimu) surmontant des grès et shales noirs (fm. Oyon)
B. Parties N.E. 7’. Grès (fm. Goyllarisquizga). 10. Calcaires « Chaucha ». 11. Grès « Cercapuquio ». 12. Calcaires (fm. Condorsinga)
Sur la figure 70, pour plus de clarté, on a utilisé un seul figuré pour l’ensemble des formations carbonatées du Crétacé moyen et supérieur (3, 4, 5 et 6) et un autre figuré unique pour l’ensemble des formations du Crétacé inférieur (7, 8, 9 et 7’)

Fig. 72. — Bloc-diagramme montrant les structures dans le Crétacé de la région du rio Alis (canon d’Olan, Tomas, Yauricocha)
F1 et F2 sont des contacts chevauchants replissés. Les lettres A, B et C dénotent l’appartenance aux unités tectoniques A, B et C (cf. texte). Les indices chiffrés se rapportent : 1. au Crétacé inférieur. 2. au Crétacé moyen. 3 et 3’ au Crétacé supérieur (Albien sup., Coniacien). 4. au Santonien. 5. au Crétacé terminal-Eocène (couches rouges)
78Dans le synclinal de nappe de Tomas, qui flanque au nord-est l’anticlinal de nappe d’Olan, les terrains santoniens et les couches rouges de l’autochtone relatif A sont également recouverts par deux ensembles charriés de marnocalcaires santoniens et couches rouges appartenant aux unités B et C. Ces deux ensembles charriés, ainsi que les contacts F1 et F2, sont plissés par des plis parasites hectométriques en chevron, à schistosité axiale, liés au synclinal de Tomas ; ces plis plongent fortement vers le sud-est. Plus au nord-est, les unités A, B et C sont difficilement reconnaissables car à la schistosité de fracture se substitue une schistosité de flux accompagnée d’un léger métamorphisme.
79Ces structures charriées se poursuivent dans les montagnes situées au nord-ouest du canon d’Olan et dans la vallée du rio Singuas au nord de Tomas, où j’ai observé de l’Albien moyen bitumineux (fm. Pariatambo) charrié sur du Crétacé supérieur ; là encore les plis en chevron sont postérieurs au charriage.
80Le passage des structures complexes décrites ci-dessus aux plis cylindriques ouverts de type isopaque caractéristiques des Hauts Plateaux s’effectue dans le flanc est du synclinal de Tomas : le front supérieur du métamorphisme, celui de la schistosité et celui de la zone des plis en chevron disparaissent successivement en moins de 5 km. Ce passage est encore rendu plus brutal par l’intervention de failles inverses raides postérieures à la schistosité et au métamorphisme. Ces failles ont des rejets de plusieurs centaines de mètres ; lorsqu’elles sont nombreuses comme au nord de Tomas, elles délimitent des écailles nord-ouest-sud-est où se répète plusieurs fois la série Santonien-couches rouges (feuille de Yauyos, Mégard et Caldas, inédit).
LEUR INTERPRÉTATION
81L’étude des structures charriées de l’anticlinal de nappe d’Olan et du synclinal de nappe de Tomas permet de définir trois étapes successives dans leur genèse. Ces trois étapes sont post-couches rouges et les deux premières au moins sont antérieures au volcanisme fini-éocène et néogène.
82Au cours de la première étape (fig. 73 a) une unité supérieure C, dont le matériel est affecté par des plis kilométriques se met en place sur une unité B non plissée qui, elle-même, se superpose à un autochtone relatif A non plissé. Les contacts anormaux F1 et F2 recoupent sous un angle très faible la stratification de A et B.
83Au cours de la deuxième étape (fig. 73 b) A, B, C, ainsi que les surfaces de charriage F1 et F2 sont affectées par un plissement qui s’effectue sous le front de schistosité et s’accompagne d’aplatissement dans les niveaux marneux et argileux ; la schistosité monte très haut dans les couches rouges de l’unité C et s’accompagne même de métamorphisme au long d’une étroite bande nord-ouest-sud-est située un peu au nord-est de l’axe du synclinal de Tomas. Au cours de cette deuxième étape, les racines des unités charriées et les surfaces de charriage sont redressées à la verticale ou même légèrement inversées dans le flanc sud-ouest de l’anticlinal d’Olan ; de ce fait les surfaces de charriage y apparaissent comme des failles verticales ou même comme des failles normales à compartiment nord-est abaissé. On peut penser qu’une évolution semblable a affecté les failles apparemment normales et subverticales du secteur d’Alis, situé un peu au sud-ouest de cette zone de racines (cf. p. 169), et que ces failles, initialement inverses, ont été redressées et basculées au cours de ce deuxième serrage.
84Dans un troisième temps, des failles inverses raides apparaissent à la bordure nord-est de cette zone fortement déformée, dans le flanc nord-est du synclinal de Tomas ; elles reprennent la retombée nord du front de schistosité en la rendant encore plus raide.
85Cette interprétation n’est que partielle ; en particulier elle ne donne pas le mécanisme qui permet le basculement des failles aujourd’hui normales d’Alis.
86Toujours dans le domaine de l’interprétation, on note que la bande étroite où les failles longitudinales sont très rapprochées coïncide avec la zone de passage des faciès du bassin ouest-péruvien à ceux de la plateforme des Hauts Plateaux. On le note classiquement pour le Néocomien et aussi bien pour les calcaires cénomaniens à coniaciens (fm. Jumasha) qui sont marneux et riches en matière organique au sud-ouest de cette bande, très massifs en son sein, puis régulièrement lités en bancs de 0,30 à 1 m plus au nord-est. Les failles longitudinales pourraient donc correspondre à des failles de subsidence actives au cours de la sédimentation andine et qui auraient rejoué lors de la tectogenèse de l’Eocène terminal.

Fig. 73. — Evolution des structures de la vallée du rio Alis au cours de la phase de l’Oligocène inférieur Les failles inverses de l’étape (a) sont basculées au cours de l’étape (b) et ont de ce fait un rejet apparemment normal
1. Quartzites et shales du Berriasien et du Valanginien inférieur. 2. Calcaires du Valanginien supérieur. 3. Grès du Barrémien, de l’Aptien et de l’Albien inférieur. 4. Calcaires d’âge albien moyen à coniacien. 5. Calcaires, marnes et couches rouges gypseuses du Santonien. 6. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène
1.2.3. Le flanc SW du dôme de Yauli
87Entre la transversale du haut rio Rimac (Casapalca-Ticlio) et celle du haut Cañete au nord-est de Tomas, la transition Cordillère Occidentale-Hauts Plateaux s’effectue à proximité immédiate de la ligne de partage des eaux entre Pacifique et Atlantique. Dans cette région, le flanc sud-ouest du dôme de Yauli a été étudié par J. V. Harrison (1943, 1951 b) puis par T. Szekely (1967).
88Cette zone montre des plis isopaques, cylindriques, kilométriques, faiblement déversés vers le nord-est et associés à des failles inverses raides ; vers le sud-ouest, ces plis se resserrent et passent à des écailles très redressées. Pour T. Szekely (1967, fig. 2 et 4) ces plis et ces failles inverses sont dus à une phase 2, car ils affectent deux unités, l’une allochtone, l’autre autochtone, superposées à la faveur d’un vaste glissement gravitaire qui s’est effectué au niveau des marnes bitumineuses de l’Albien moyen (fm. Paria-tambo). L’ordre de succession des phénomènes serait le même que dans le haut Cañete.

Fig. 74. — Carte géologique de la zone située entre le dôme de Yauli et le massif du Tunshu, au bord Est de la Cordillère Occidentale
1. Paléozoïque inférieur et moyen du dôme de Yauli (éohercynien). 2. Volcanites du Permien supérieur. Trias inférieur et moyen ( ?). 3. Calcaires liasiques. 4. Grès néocomiens. 5. Calcaires marneux de la partie inférieure de l’Albien moyen. 6. Calcaires bitumineux de la partie supérieure de l’Albien moyen. 7. Calcaires d’âge Albien supérieur à Santonien basai. 8. Séries carbonatées du Crétacé moyen et supérieur ( = 6 + 7). 9. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 10. Intrusifs néogènes. 11. Moraines et terrains fluvioglaciaires. 12. Glaciers
89Le lever au 1/100 000e de la zone déjà étudiée par Harrison et Szekely m’a convaincu du fait que le niveau bitumineux « Pariatambo », qui pour Szekely est la base de l’allochtone, n’est qu’un niveau de dolomies noires, très riches en matière organique, intercalé normalement au sein des calcaires et dolomies plus claires du Crétacé supérieur (fm. Jumasha) ou même, dans quelques cas, un sili basaltique noir dans ce même Jumasha. La partie septentrionale de ma carte (fig. 74) ne reproduit donc pas les contacts chevauchants replissés dessinés par Szekely. Tout comme Harrison, je pense que les seules structures présentes sont les plis et les failles inverses associées, qui correspondent à la phase fini-éocène, avec un rejeu des failles au Mio-Pliocène.
90Dans la partie centrale de la carte (fig. 74), les plis et les contacts anormaux prennent localement des directions 080 à 120 qui s’écartent notablement de leur orientation moyenne 135 à 150, en même temps que les failles inverses tendent à devenir verticales (fig. 75). Ces changements d’orientation et de pendage s’effectuent d’une façon progressive et continue et il semble logique de les attribuer, comme le reste des structures, au plissement principal fini-éocène.

Fig. 75. — Bloc-diag anime montrant les relations des structures souples et cassantes dans les terrains andins au Sud du Dôme de Yauli, à la limite Cordillère Occidentale-Hauts Plateaux
Ce bloc correspond à la partie centrale de la carte de la figure 75.
1. Niveau des couches rouges (Crétacé terminal-Eocène). 2. Niveau du Crétacé moyen. 3. Niveau des calcaires du Lias. 4. Sommet du Permien supérieur-Trias inférieur. La partie gauche du bloc est occupée par les terrains crétacés plissés en chevron et schistosés de la partie NE de la Cordillère occidentale. Les plans de failles sont dessinés en traits forts ; le barré qui les distingue est sans rapport avec la direction de stries éventuelles
1.2.4. Conclusion : les caractères de la Cordillère occidentale s.s. au niveau du Pérou central
91Nous venons d’insister sur l’analyse de quelques secteurs clés de la Cordillère Occidentale du Pérou central. Elle permet de dégager les caractéristiques essentielles de la déformation des terrains crétacés et éocènes de cette région, tectonisés lors de la phase majeure de l’Eocène terminal.
92La Cordillère Occidentale du Pérou central apparaît comme un édifice dissymétrique dans la partie nord-est duquel le plissement est plus intense et s’accompagne de schistosité.
93Cette dissymétrie affecte entre autres le profil du front de schistosité qui pend doucement vers le sud-ouest et fortement vers le nord-est. Elle se traduit notamment dans la localisation d’une bande étroite de schistes verts andins à proximité du bord nord-est de la zone schisteuse.
94Les structures d’échelle hectométrique à kilométrique sont des plis en chevron ou à charnière épaissie ; on notera qu’ils échappent à la dissymétrie générale car ils sont souvent droits et car les déversements observés s’annulent dans l’ensemble. Ce sont aussi des failles inverses raides pour la plupart contemporaines des plis, sauf certaines des failles les plus externes qui décalent le front de schistosité.
95L’existence de charriages plurikilométriques, démontrée sur la transversale du haut rio Cañete, ne semble pas être la règle. Dans le cas précis où nous les avons étudiés, ils caractérisent une première étape du plissement fini-éocène.
2. LES STRUCTURES DANS LA COUVERTURE VOLCANIQUE FINI ET POST-ÉOCÈNE
96La tectonique en compression de la couverture volcanique de la Cordillère Occidentale, que j’attribue aux phases miocène et pliocène par comparaison avec le sud péruvien et le nord de la Bolivie (cf. p. 158) est bien exposée au long de la plupart des grandes vallées transversales et dans les massifs montagneux qui les séparent.
97Le plissement est faible si on le compare avec celui du substratum crétacé et éocène, il s’exprime par des plis cylindriques, isopaques, de direction 130 à 180, auxquels peuvent s’associer des failles inverses à déversement nord-est. Sur la plupart des coupes, on note que le raccourcissement est plus fort dans la partie nord-est de la Cordillère Occidentale que dans sa partie sud-ouest. La compression se traduit aussi par de nombreux décrochements conjugués d’amplitude faible ou moyenne, peut-être contemporaine d’un système de fentes de tension.
98La distension tardive, sans doute en grande partie liée au soulèvement de la chaîne, fait rejouer en failles normales une partie des failles inverses nord-ouest-sud-est de la partie nord-est de la Cordillère, et provoque plus au sud-ouest la formation d’autres failles normales de même direction.
2.1. LES PLIS ET LES FAILLES INVERSES
99La coupe de la vallée du Rimac (fig. 76), du sortir du batholite jusqu’au col du Ticlio, expose le style de déformation des volcanites sur une cinquantaine de kilomètres. Au sud-ouest les plis sont très larges ; vers le nord-est leur longueur d’onde diminue en même temps qu’ils se ferment progressivement. Au nord-est de San Mateo une faille inverse dont le pendage varie entre 40 et 60° S.W. fait chevaucher le bord nord-est du synclinal de San Mateo sur le bord sud-ouest de celui du rio Blanco qui est redressé à la verticale : ce sont là les deux seules structures de cette coupe qui soient déversées nettement et vers le nord-est.
100Malgré la faiblesse relative du plissement, le front supérieur de schistosité monte jusqu’à la base de la coupe au fond du synclinal de rio Blanco où un feuilletage proche de la verticale atteint les lits volcano-détritiques dont la granulométrie est la plus fine. De son côté, J. Cobbing (com. orale) a observé, une centaine de kilomètres au nord-est de la coupe du rio Rimac, des objets aplatis dans le plan axial d’un synclinal très ouvert qui affecte les volcanites. Ces diverses manifestations de schistosité peuvent être rapportées plus vraisemblablement à l’influence de dômes thermiques et/ou à celle d’une charge souvent supérieure à 2 000 m qu’à l’intensité du plissement.
101La coupe du Rimac montre clairement l’augmentation de l’intensité de la déformation du sud-ouest vers le nord-est. En fait, c’est là une caractéristique très générale, qui ressort également de la carte de J. V. Harrison du secteur compris entre les rios Lurin et Mala (1951 b). Après l’interruption qu’introduit dans la couverture volcanique l’érosion récente du bassin du haut rio Cañete, on retrouve les volcanites plissées au long du parallèle 12° 30’ S. Elles sont faiblement déformées si ce n’est dans une bande large de 5 à 10 km, de direction 170 à 160, qui prend en echarpe la partie est de la feuille de Tupe, puis la partie sud-ouest de celle de Castrovirreyna et traverse le bourg du même nom, d’après les cartes inédites de H. Salazar ; dans cette bande, les pendages atteignent 70° et les plis sont plurikilométriques avec des plis mineurs hectométriques parasites dans les intercalations volcanosédimentaires incompétentes.

Fig. 76. — Coupe dans les séries volcaniques de la vallée du rio Rimac, en rive droite jusqu’à San Mateo puis en rive gauche jusqu’au bord NE de la coupe
1. Stocks de porphyres plagioclasiques. 2. Batholite côtier. 3. Séries volcaniques et volcanosédimentaires plissées, on notera la schistosité à Matucana. 4. Substratum mésozoïque et éocène plissé à l’Oligocène inférieur

Fig. 77. — Coupe du bord NE de la Cordillère occidentale au niveau de Pico Yanque (11° 15’ S, 76° 27’ W)
Les niveaux volcanosédimentaires du Tertiaire supérieur (1), discordants sur les couches rouges (2) sont chevauchés par le Crétacé qui comprend des calcaires cénomaniens (3), des calcaires bitumineux de la partie supérieure de l’Albien moyen (4), des calcaires marneux de la partie inférieure de l’Albien moyen (5), des calcaires gréseux de l’Albien inférieur (6), des grès siltstones et shales d’âge hauterivien à aptien (7), des calcaires du Valanginien (8), des quartzites massifs d’âge berriasien à valanginien inférieur (9)
102Au nord du rio Rimac, les volcanites et en particulier la « série bigarrée » de J. V. Harrison (1953 a) qui en forme la base, sont assez fortement déformées dans la « zone imbriquée » de la bordure nord-est de la Cordillère Occidentale (fig. 77). Une partie des failles inverses ou des chevauchements de la phase fini-éocène a en effet rejoué en compression au Mio-Pliocène en de nombreux points de la zone imbriquée entre 10° 30’ S. et 11° S. (feuilles inédites de Ondores et Oyôn par J. Cobbing). Plus au nord-est, J. Coney a fait des observations identiques dans la Cordillère de Huayhuash par 10° 25’ S. (1971).
103La zone la plus déformée de la couverture volcanique se situe donc approximativement à l’aplomb de la « zone imbriquée » définie pour la tectonique fini-éocène. Il y aurait là un moyen de repérer la zone imbriquée même lorsque les volcanites la cachent entièrement comme au sud de 12° 30’ S.
2.2. LA TECTONIQUE CASSANTE
104Dans les volcanites, la tectonique cassante compressive se traduit par les failles inverses nord-ouest-sud-est déjà signalées et par les décrochements.

Fig. 78. — Les décrochements dans la couverture volcanique plissée de la Cordillère Occidentale, à l’Est de Yauvos
1. Glaciaire. 2 a Volcanites andésitiques à dacitiques et intercalations volcanosédimentaires. 2 b Rhyolites. 3. Conglomérat basai des séries volcaniques. 4. Substratum crétacé et éocène plissé à l’Oligocène inférieur. Les flèches de grande dimension indiquent la direction de raccourcissement moyenne (cf. fig. 79 A)
105Des décrochements très nets affectent la couverture volcanique de la Cordillère Occidentale : je les ai cartographiées dans la zone de Casapalca, où j’ai aussi utilisé divers documents de la Cerro de Pasco Corp., et sur le parallèle 12° 30’ S., à la limite des feuilles de Tupe et Yauyos. Dans ce dernier secteur (fig. 78 et 79 A) ce sont des failles rectilignes ou légèrement courbes, verticales et qui se suivent sur 2 à 5 km ; elles déplacent latéralement sur plusieurs centaines de mètres les plans axiaux verticaux des plis ; ces décrochements forment une famille conjuguée : les uns, de direction 40 à 70, sont dextres ; les autres, de direction 120 à 135, sont sénestres. Ils permettent de déterminer une direction de raccourcissement comprise entre 70 et 120. Sur la figure 78 on note aussi que les grandes failles longitudinales fini-éocènes ont rejoué au Mio-Pliocène en impliquant la couverture volcanique ; leur direction approximativement 150 est proche de celle des décrochements sénestres et leurs déplacements apparents au niveau des volcanites sont compatibles avec l’hypothèse de coulissages sénestres.
106La chronologie relative de ces décrochements conjugués et des plis n’est pas connue avec précision : certains décrochements se sont formés, ou ont rejoué, postérieurement à la formation des plis dont ils déplacent les axes. Peut-être sont-ils contemporains des filons de tufs acides mis en place dans des fentes de tension en gros perpendiculaires à la direction des plis. Ces dykes acides sont nombreux dans la vallée du rio Rimac en amont de Cocachacra ; ils sont verticaux ou très raides et certains d’entre eux se connectent 5 km en aval de Surco avec une cheminée cylindrique de 700 m de diamètre, remplie de tuf rhyolitique blanc, qui perce verticalement les diorites de Surco. Ces dykes n’ont pas été dessinés sur la coupe de la figure 77, car ils sont en gros parallèles à son tracé : leur direction varie en effet entre 45 et 75 pour ceux de la région de Surco-Matucana puis entre 25 et 45 vers Santa Mateo, dans le district minier de Viso-Aruri (U. Petersen, 1955). Ces dykes ont une puissance maximale de l’ordre de la vingtaine de mètres, on les suit parfois sur 4 à 5 km avant qu’ils ne se referment en se pinçant. Ce vaste système de fentes de tension, postérieur au batholite et au plissement des volcanites, pourrait être complémentaire des décrochements conjugués de la vallée du Rimac (fig. 79 B), mais il ne s’agit là que d’une hypothèse de travail qui demande une analyse précise secteur par secteur pour être vérifiée.

Fig. 79. — Directions de raccourcissement tirées de la répartition et du sens des décrochements
A. — Dans la zone cartographiée sur la figure 78
B — Dans la vallée du rio Rimac en amont de San Mateo
Sur le diagramme 79 B ont été également reportés, à l’aide d’un canevas de Schmidt, les pôles des filons rhyolitiques tufacés qui recoupent les volcanites aux environs de San Mateo et en aval
107Signalons aussi que dans son travail de 1955, U. Petersen a étudié dans les volcanites de Viso-Aruri deux familles de décrochements conjugués postérieurs aux dykes leucocrates : la plus ancienne implique un raccourcissement proche de nord-est, la plus récente un raccourcissement proche de nord-ouest, si bien que certains décrochements de la première famille rejouent en fentes de tension et accueillent la minéralisation lorsque le régime compressif nord-ouest-sud-est s’établit. Dans un troisième temps, enfin, les efforts de compression redeviennent nord-est-sud-ouest et les fentes minéralisées rejouent en décrochement comme au début. Cet exemple compliqué montre qu’il reste beaucoup à faire pour comprendre la tectonique cassante dans les volcanites.
2.3. LE RÔLE DU SUBSTRATUM DANS LA TECTONIQUE DE LA COUVERTURE VOLCANIQUE
108Comme nous l’avons vu plus haut, nombre de grandes failles longitudinales de la phase fini-éocène rejouent, soit en failles inverses comme celle de 1’Infiernillo dans la coupe du Rimac, soit en décrochements et/ou en failles normales comme celles de la partie sud de la feuille de Yauyos (fig. 70 et 71).
109De plus des paléoreliefs à matériel crétacé forment le cœur de certains anticlinaux mio-pliocènes qui montrent des terminaisons axiales fortement plongeantes : c’est le cas du massif crétacé de Viso-Quebrada Huachuga (cf. p. 164-167). Ces paléoreliefs crétacés ont été sculptés par l’érosion entre la phase fini-éocène et le dépôt des volcanites. Les produits de cette érosion sont les conglomérats très épais (dits Carmen) qui se trouvent à la base des volcanites et en discordance sur les couches rouges dans la zone de Casapalca et plus au sud-est dans la haute vallée du rio Blanco. C’est à cette érosion que l’on doit sans doute l’absence totale des couches rouges dans le massif de Viso-Quebrada Unturo.
3. CONCLUSION : LE STYLE TECTONIQUE ANDIN DANS LA CORDILLÈRE OCCIDENTALE
110Nous allons maintenant voir dans quelle mesure les observations effectuées dans le Pérou central s’appliquent à la Cordillère Occidentale dans le sud et le nord du Pérou.
3.1. LA CORDILLÈRE OCCIDENTALE DANS LE SUD PÉRUVIEN
111La grande extension de la couverture volcanique fait que seule la transversale d’Arequipa est complète (fig. 80, C). Si l’on omet les structures un peu compliquées de sa bordure ouest, qui d’ailleurs s’amortissent rapidement vers le nord et le sud, la Cordillère Occidentale sur cette transversale montre une dissymétrie très nette avec accroissement de l’intensité de la déformation du sud-ouest vers le nord-est et apparition de la schistosité ainsi que de quelques chevauchements à la bordure nord-est. L’âge du plissement principal reste douteux, car les couches rouges du Crétacé supérieur-Eocène n’ont pas été identifiées avec sécurité (cf. Audebaud et al, 1973).
3.2. LA CORDILLÈRE OCCIDENTALE DANS LE NORD PÉRUVIEN
112La comparaison avec le nord du Pérou est plus riche d’enseignements. En effet, au nord de 11° 30’ S., la partie haute du versant pacifique, le faîte de la Cordillère Orientale, et sa retombée sur les Hauts Plateaux ont fait l’objet d’études de la part de J. V. Harrison, C. G. Egeler et T. De Booy, J. J. Wilson, L. Reyes, P. J. Coney, J. Cobbing. Leur lecture, complétée par quelques observations personnelles au long de la coupe du rio Huaura et de la route Huanuco-La Union-Huaraz, permet de se faire une idée des caractéristiques générales de la Cordillère Occidentale jusqu’à la virgation de Cajamarca (7° S.). Dans l’ensemble, on retrouve partout une bande à schistosité et/ou plis en chevrons, à laquelle tous les auteurs cités n’ont cependant pas prêté attention, avec, à sa bordure nord-est, une zone faillée complexe souvent dite zone imbriquée ; nous retrouvons donc un type d’organisation très semblable à celui de la Cordillère Occidentale du Pérou central.
— LA CEINTURE SCHISTEUSE
113Les caractéristiques du clivage schisteux, qui est une schistosité de fracture fine dans les niveaux argileux, pélitiques ou marneux et passe à un débit grossier dans les grès et les calcaires, montrent que l’on descend peu sous le front supérieur de schistosité.
114Cette schistosité est particulièrement nette :
- Sur la feuille d’Oyón, dans les « flyschs » du Néocomien supérieur (fm. Carhuaz) quelques kilomètres en amont de Churin,
- Au long de la route Huanuco-Huaraz, depuis la mine de Huanzala jusqu’à Aquia et notamment vers le col de Yanashalla (pl. VII, 2),
- Sur la route Huaraz-Chavin de Huantar (fig. 3 de Egeler et De Booy, 1956), elle affleure sous des formes plus frustes et souvent est associée à des plis en chevrons, dans une région très vaste qui constitue une véritable ceinture schisteuse à l’échelle de la Cordillère Occidentale. C’est là une des grandes structures caractéristiques de la phase fini-éocène (fig. 112 B), car elle affecte les couches rouges et ne passe jamais dans les volcanites.

Fig. 80. — Coupes à travers la Cordillère occidentale et la zone côtière dans le Nord (A), le centre (B) et le Sud (C) du Pérou
1. Socle d’âge précambrien et paléozoïque inférieur et moyen. 2. Séries occidentales d’âge paléozoïque supérieur et mésozoïque, contenant de nombreux sills et coulees de composition intermédiaire et basique (a) non schistosées, (b) schistosées. 3. Séries de même âge que (2), mais sans intercalations volcaniques 4. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 5. Séries volcaniques et volcano-détritiques de l’Oligocène et du Mio-Pliocène. 6. Séries détritiques mio-pliocènes 7 Oranitoides andins precoces (Crétacé à Oligocène inférieur). 8. Granitoïdes andins tardifs (Oligocène moyen à Pliocène). 9. Edifices volcaniques d’âge puo-pleistocene a recent (stratovolcans andésitiques et ignimbrites)
L’interprétation des structures sous le Pacifique est conforme aux données des océanographes des Universités de Hawaïet de l’Oregon (réunion de l’IASPEI, Lima, 1973).
— LES STRUCTURES IMBRIQUÉES DE LA BORDURE NORD-EST
115La plupart des documents cartographiques sur la Cordillère Occidentale, dont ceux de J. V. Harrison (1951 b, 1953 a, 1956 b), J. V. Harrison et J. J. Wilson (1960), J. J. Wilson et al. (1964, 1967), P. J. Coney (1971 a), J. Cobbing et J.Garayar (1974), montrent une bande « imbriquée » persistante qui marque le passage de la Cordillère Occidentale, soit directement à la Cordillère Orientale entre 7° S et 10° 45’ S., soit aux Hauts Plateaux plus au sud.
116Sa largeur est faible en regard de la largeur totale de la Cordillère Occidentale puisqu’elle n’est que de 10 à 30 km selon le secteur considéré. On y trouve des plis, mais la tectonique cassante en compression y prédomine largement. Trois types d’accidents s’y rencontrent :
- Les premiers sont des chevauchements longitudinaux qui suivent la stratification ou la recoupent très en oblique, du moins dans l’Albien et le Crétacé supérieur où ils empruntent souvent des niveaux de décollement ; ils se redressent dans les grès et quartzites du Néocomien, mais suivent à nouveau les niveaux charbonneux dans leur partie inférieure : c*est en particulier le cas à Oyón, ainsi que Mc Laughlin l’a noté dès 1924. Aussi le pendage de ces chevauchements pris individuellement est-il très variable. Ils sont le plus souvent contemporains du plissement principal mais peuvent également les précéder (haut rio Cañete) ou le suivre (haut rio Marañon, fig. 80, A). Ces chevauchements se sont mis en place au cours de la phase fini-éocène ; certains ont rejoué après le dépôt des volcanites, comme par exemple dans 1’angle sud-est de la feuille d’Oyón vers 11° S. et 76° 30’ W. (Cobbing et Garayar, 1974).
- Les seconds, également de direction longitudinale, sont des failles inverses dont le pendage varie entre 60 et 80°. Elles affectent fréquemment les séries volcaniques et volcanodétritiques d’âge éocène terminal à néogène, comme au Pico Yanque sur la route Lima-Canta-Cerro de Pasco et ont donc joué ou rejoué au Mio-Pliocène.
- Les troisièmes sont transversaux, ce sont des failles verticales dont le tracé peut être légèrement courbe et qui ont joué pour l’essentiel en décrochements, sénestres lorsque leur direction est proche d’est-ouest, dextres lorsqu’elle est nord-nord-est à nord-sud. Ce mécanisme est compatible avec la direction moyenne, nord-est à est-nord-est, du raccourcissement, calculée à partir des axes de plis. Certains de ces décrochements ont joué en cours de plissement : ainsi, 10 km à l’est d’Oyón, la carte de J. Cobbing et J. Garayar (1974) montre que dans la zone imbriquée le nombre et la position des chevauchements et des plis varient notablement d’un compartiment transversal à un autre. Comme nous l’avons vu, des décrochements de même sens et de direction proches de ceux-ci affectent les volcanites. Il est évident que ces accidents ont joué plusieurs fois.
3.3. LES CARACTÈRES GÉNÉRAUX DE LA TECTONIQUE DE LA CORDILLÈRE OCCIDENTALE
117La comparaison du Pérou central avec le sud et surtout avec le nord du Pérou, montre que le type d’organisation de la Cordillère Occidentale varie assez peu d’un secteur à un autre.
118Dans les terrains mésozoïques et éocènes, plissés pour l’essentiel à la fin de l’Eocène, on retrouve toujours :
- Au sud-ouest, une zone à plis isopaques plurikilométriques ouverts,
- Au nord-est, une zone plissée en chevrons kilométriques en général accompagnée d’une schistosité axiale assez fruste,
- Plus au nord-est, une « zone imbriquée » étroite au long de laquelle la ceinture schisteuse chevauche les Hauts Plateaux ou directement la Cordillère Orientale.
119Dans la ceinture schisteuse, les terrains sédimentaires tithoniques et crétacés sont très épais. Aussi la présence de schistosité à l’affleurement permet-elle d’imaginer que leur substratum, qu’il soit jurassique moyen, triasique ou directement paléozoïque, a un comportement d’ensemble souple avec développement d’une schistosité andine. En résolvant ainsi le problème du raccourcissement dans le substratum infrati-thonique, on évite de décoller globalement les séries tithonique et crétacée sur des niveaux sous-jacents inconnus à l’affleurement.
120Quant à la zone imbriquée du Pérou nord et central, sa localisation et son déversement vers les Hauts Plateaux ou la Cordillère orientale seraient dus :
- A l’effet de « buttoir » joué par ces dernières zones où le socle est très proche de la surface et peu susceptible de se déformer plastiquement et,
- Au fait qu’ont rejoué en failles chevauchantes vers le nord-est d’anciennes failles de subsidence à pendage sud-ouest qui rendent compte des différences de faciès et d’épaisseur observées dans le Jurassique supérieur et le Crétacé lorsqu’on franchit vers le nord-est la limite nord-est de la Cordillère Occidentale (cf. fig. 54). Cette remarque permet d’expliquer la migration commune de près de 50 km vers le nord-est des failles chevauchantes et des faciès « géosynclinaux » occidentaux entre 11° S. et 9° S., qui serait donc liée à la disposition originelle en échelon des failles de subsidence qui limitaient vers l’est le bassin occidental.

Fig. 81. — Schéma structural des Hauts Plateaux
1. Ignimbrites plioquaternaires. 2. Intrusions néogènes. 3. Volcanites oligocènes et néogènes. 4. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 5. Contact de base des couches rouges : a, concordant ; b, discordant sur des structures fini-crétacées. 6. Affleurements du complexe plissé éohercynien. 7. Anticlinaux (trait plein) et synclinaux (trait interrompu) : a, dissymétriques, le triangle indique la direction du pendage du plan axial ; b, droits. 8. Failles : a, normales, b, coulissantes. 9. Chevauchements et failles inverses

Fig. 82. — Coupes SW-NE des structures andines des Hauts Plateaux du Pérou central
N.B. — Ces coupes sont localisées sur la figure 81
1. Séries volcaniques et volcanosédimentaires. 2. Granitoïdes andins (y a). 3. Séries gréseuses et conglo-mératiques. 4. Calcaires. 5. Calcaires bitumineux. 6. Evaporites. 7. Substratum pré-andin. 8. Décrochement de sens connu, le point indique le compartiment qui s’est déplacé vers le NW ou le N. q = Quaternaire, p-q = Plio-Quaternaire. m-p = Mio-Pliocène. o-m = Oligo-Miocène. Cs-e = Crétacé terminal-Eocène. Cm-s = Crétacé moyen et supérieur, n = Néocomien. Js = Callovien et Bathonien ( ?). Is = Lias supérieur. ts = Trias supérieur, rti = Permien supérieur et Trias inférieur et moyen, h = Carbonifère.
121Le taux de raccourcissement dans la ceinture schisteuse et la zone imbriquée, calculé à partir des coupes du Pérou central, est de l’ordre de 40 %.
122Dans la couverture volcanique oligocène et néogène, le taux de raccourcissement est inférieur à 10 %. La déformation se traduit par des plis ouverts et des flexures ; elle est un peu plus intense au niveau de la zone imbriquée, qui a rejoué en compression lors des phases miocène et pliocène, si bien que des failles inverses affectent les volcanites. On observe aussi de nombreux décrochements, mineurs pour la plupart, dont l’étude systématique reste à faire.
D. LA TECTONIQUE ANDINE SUR LES HAUTS PLATEAUX
123Les Hauts Plateaux, qui sont d’accès facile et présentent relativement peu de complications structurales, sont la zone la mieux connue du Pérou central, surtout depuis les travaux de J. V. Harrison et col., entre 10° 30’ S. et 12° 30’ S. (1940 à 1960). La cartographie entreprise depuis 1962 par le Service Géologique du Pérou apporte des connaissances nouvelles au sud de 12° S. (feuilles de Huancayo par F. Mégard, Conaïca par H. Salazar et Huancavelica par S. Narvaez) et, plus au nord, précise utilement le travail de J. V. Harrison et col. (feuilles inédites de Tarma, La Oroya et Yauyos par F. Mégard ; feuille inédite de Ondores par J. Cobbing).
124Le schéma structural de la figure 81 et les coupes de la figure 82 rendent compte de l’agencement tectonique des Hauts Plateaux où l’on peut distinguer, abstraction faite de la couverture volcanique :
- Un secteur sud-ouest où les structures sont particulièrement simples et ouvertes,
- Un secteur nord-est séparé du précédent par une ligne nord-ouest-sud-est que nous appellerons ligne du haut Mantaro et qui suit le haut rio Mantaro depuis sa sortie du lac de Junin jusqu’à Lloclla-pampa (11° 50’ S.) puis de là rejoint Huancavelica. Dans ce secteur nord-est les plis sont beaucoup plus serrés et compliqués par des failles longitudinales nombreuses et par l’intervention de plusieurs niveaux de décollement.
125A la latitude de La Oroya le taux de raccourcissement est de l’ordre de 20 % dans la partie nord-est des Hauts Plateaux et de l’ordre de 10 % dans leur partie sud-ouest.
1. LES DIFFÉRENTS SECTEURS
1.1. LES HAUTS PLATEAUX AU SUD-OUEST DE LA LIGNE DU HAUT MANTARO
126La géométrie d’ensemble de ce secteur est très simple ; la plupart des pendages y sont compris entre 10 et 30° ; ils dépassent ces valeurs à l’approche de la Cordillère Occidentale ou de la ligne du haut Mantaro, à proximité de quelques accidents ou encore au voisinage de certains intrusifs (cf. infra).
127Les parties septentrionale et méridionale du secteur sud-ouest des Hauts Plateaux se caractérisent par des plis cylindriques isopaques très amples dont la longueur d’onde dépasse souvent 10 km et dont les axes se suivent sur plusieurs dizaines de kilomètres ; leur direction est 135 à 150, avec des variations jusqu’à 90 ; ces plis ne présentent pas de déversements préférentiels nets : au long d’un même pli, le plan axial est tantôt vertical, tantôt incliné au sud-ouest ou au nord-est, les changements d’inclinaison s’effectuant progressivement.
128Entre 11° 40’ S. et 12° S., la partie centrale du secteur sud/ouest des Hauts Plateaux montre des « dômes » à peu près rectangulaires, allongés dans le sens nord.ouest.sud.est, autour desquels se moulent des cuvettes synclinales irrégulières ; le substratum éohercynien affleure au cœur du plus important, le dôme de Yauli. Le passage de ce domaine des dômes et cuvettes au domaine des plis cylindriques fait chevaucher le domaine à plis cylindriques méridional sur la cuvette synclinale d’Usibamba située plus au nord :est ; nous reviendrons plus loin sur la géométrie de cette faille (fig. 91).
1.2. LA LIGNE HAUT MANTARO-HUANCAVELICA
129C’est une ligne tectonique qui se manifeste (1) entre le lac de Junin et La Oroya, par un alignement d’anticlinaux à cœur de Paléozoïque, (2) entre La Oroya et Llocllapampa, par le bord nord-est très redressé du synclinal de La Oroya, affecté par des failles longitudinales chevauchantes vers le sud-ouest qui ont probablement rejoué tardivement (coupe C de la fig. 82). Plus au sud cette ligne est surtout une limite paléotectonique.
130Depuis La Oroya jusqu’à Huancavelica, on peut en effet prouver que cette ligne correspond à la limite sud-ouest d’un massif plissé au Crétacé terminal puis affecté comme le reste des Hauts Plateaux par la tectonique de l’Oligocène inférieur1 (fig. 82, coupe B). Cette limite paléotectonique se poursuit vers le nord avec la même direction nord-nord-ouest sous le Quaternaire des hautes plaines situées à l’ouest de Cerro de Pasco, car on la retrouve plus au nord entre Culpan et Goyllarisquizga (fig. 82, coupe A).
131Enfin, la ligne du haut Mantaro est une limite paléogéographique importante au Trias et au Lias inférieur ; les séries de cet âge sont en effet beaucoup moins épaisses et contiennent moins de niveaux incompétents à l’ouest qu’à l’est de cette ligne.
1.3. LES HAUTS PLATEAUX AU NORD-EST DE LA LIGNE DU HAUT MANTARO
132La superposition des plissements du Crétacé terminal et de l’Oligocène inférieur2, presque toujours de même direction, donne dans les séries mésozoïques, jusqu’au Coniacien compris, des plis kilométriques à plurikilométriques souvent compliqués par des plis parasites ; la présence de plusieurs niveaux plastiques permet de nombreux décollements. Les axes des plis majeurs se suivent souvent sur des dizaines de kilomètres. Tous les plis sont cylindriques et isopaques et on n’y a pas observé de schistosité. Les pendages des couches sont pour la plupart compris entre 30° et 60°.

planche viii. — tectonique andine sur les hauts plateaux
1. Synclinorium avec nombreux plis mineurs disharmoniques dans les calcaires et marnes albiens (C) décollés sur les grès néocomiens (N). J désigne les calcaires du Lias. « Altos del Mantaro », 30 km au sud-est de La Oroya, dans la partie nord-est des Hauts Plateaux. Echelle approximative 1/50 000e. 2. Plis subméridiens replissant un pli est-ouest. Ces plis affectent le Lias (j), le Néocomien (n1, n2, n3), le Crétacé moyen et supérieur (c1, c2, c3, c4) et les couches rouges, ici pratiquement concordantes, du Crétacé terminal-Eocène. Dôme de Chochoca, 50 km au sud-ouest de La Oroya. Echelle approximative 1/40 000e. 1 et 2 reproduisent des détails de photographies aériennes.
133Dans les couches rouges les plis ont les mêmes caractéristiques mais une plus grande longueur d’onde et les pendages sont en général plus faibles.
134Les plis ne montrent un déversement net qu’à proximité de la ligne du haut Mantaro entre La Oroya et Llocllapampa, où il se fait vers le sud-ouest. Leur direction est 140 à 165 et devient nord-sud au sud de 12° 30’ S., dans la région de Huancavelica.
135Des failles longitudinales, raides pour la plupart, complètent l’armature structurale de ce secteur ; elles remplacent souvent des anticlinaux ; nous chercherons plus loin à analyser leur rôle.
2. LA TECTONIQUE SOUPLE DANS LA SÉRIE MÉSOZOÏQUE ET EOCÈNE
2.1. LES RELATIONS SOCLE-COUVERTURE ET LES NIVEAUX DE DÉCOLLEMENT
2.1.1. Les relations du substratum hercynien et de la couverture andine
136On peut les observer directement :
- A la bordure nord des Hauts Plateaux vers 10° 30’ S. (Yanahuanca, Goyllarisquizga, Vinchos ; cf. fig. 82, coupe A) ;
- A la limite des Hauts Plateaux et de la Cordillère Orientale, sur près de 300 km du nord-ouest au sud-est ;
- Dans le dôme de Yauli et les anticlinaux de la ligne du haut Mantaro.
137Dans tous les cas, le substratum èohercynien est déformé plastiquement dans les structures andines et ne se comporte pas comme un socle rigide dont se désolidariserait une couverture souple : les plis majeurs observés dans le Mésozoïque correspondent donc à des « plis de fond » qui affectent le substratum ; c’est en fonction de cette règle que j’ai dessiné les structures en profondeur sur la coupe. L’idée de B. Boit (1953, p. 9 et 15), selon laquelle l’ensemble du Mésozoïque serait décollé à sa base sur un substratum paléozoïque, ne semble pas valable : les brèches « tectoniques » qu’il décrit à la base du Trias sont vraisemblablement d’origine sédimentaire ; elles constitueraient un équivalent latéral des molasses p.p. carbonatées observées par exemple sur la route Junin-Chupan (cf. p. 101). Il est par contre indéniable que des décollements partiels permettent des variations importantes du style tectonique sur une même verticale ; les principaux niveaux de décollement se placent :
- Vers la base du groupe Pucara ;
- Dans le Sinémurien inférieur (fm. Aramachay) ;
- Dans les unités marneuses ou argilo-gypseuses du Crétacé supérieur (fm. Chulec et base de la fm. Celendin en particulier).

Fig. 83. — Plis disharmoniques pluridécamétriques dans la base du Norien au long de la route Tarma-Jauja
1. Permien supérieur et Trias inférieur et moyen à faciès molassique rouge (Mitu). 2. Séries carbonatées du Norien et du Noro-Rhétien ; les niveaux argilo-gypseux sont figurés en noir
2.1.2. Les décollements dans le Pucara basal
138J’ai décrit (p. 101-102) des niveaux à argiles et poches de gypse à proximité de la base du groupe Pucara ; leur âge varie selon les points mais il est souvent norien. Ces niveaux, lorsque leur lithologie et leur extension le permettent, donnent lieu à des décollements ; c’est le cas :
- Aux environs de Tarma et en particulier sur la route Tarma-Jauja, entre Huaricolca et Incatacunan où des plis hectométriques totalement disharmoniques se développent puis disparaissent en quelques kilomètres, aussi bien vers le nord que vers le sud (fig. 83) ;
- Vers 12° 20’ S. et 75° W., sur la feuille de Huancayo (Mégard, 1968) ;
- Dans la partie sud-ouest de la feuille de Jauja, à proximité de 12° S. et 75° 30’ W. ;
- 7 km au sud-ouest de Pampas, à Matasenca, où les calcaires et gypses de la base du Trias dessinent des plis en chevron dont le plan axial est parallèle aux strates sus et sous-jacentes (fig. 84).

Fig. 84. — Décollement de la série carbonatée norienne sur les grès rouges « Mitu » (en pointillé lâche) à Matasenca ( 12° 25’ S, 74° 55’ W)
139C’est du gypse issu vraisemblablement de ces mêmes niveaux noriens qui donne le dôme de sel de San Blas, le seul des Andes du Pérou central (coupe B, fig. 82), de toute évidence indépendant des structures du socle et qui se met en place au milieu d’un synclinal (fig. 81).
2.1.3. Les décollements au niveau du Sinémurien inférieur
140Le rôle tectonique joué par les calcaires et shales bitumineux très plastiques du Sinémurien inférieur a été reconnu par J. V. Harrison dès 1943, en particulier dans la partie nord-est des Hauts Plateaux. Ces couches bourrent les anticlinaux en formant de nombreux plis mineurs décamétriques à hectométriques. Certains de ces plis parasites passent dans le Lias supérieur où les plis sont de ce fait plus serrés et plus nombreux que dans le Trias. Parfois, comme au long de la vieille route La Oroya-Tarma, de minces lits argileux intercalés dans la base du Lias supérieur calcaire augmentent encore le nombre des structures disharmoniques (fig. 85).
2.1.4. Les décollements dans le Crétacé marno-calcaire
141Le nombre de plis augmente à nouveau dans le Crétacé car des plis parasites supplémentaires naissent dans le sommet du Néocomien puis s’amplifient dans les marno-calcaires albiens ; ceci est très net au sud-est de La Oroya (pl. VIII, 1).

Fig. 85. — Disharmonie dans le Sinémurien et dans les intercalations argileuses du Lias supérieur 4 km au Nord de La Oroya
1. Marnes et calcaires marneux de la partie inférieure de l’Albien moyen. 2. Grès néocomiens. 3. Calcaires à intercalations argileuses du Lias supérieur. 4. Calcaires et shales bitumineux sinémuriens. 5. Calcaires du Trias

Fig. 86. — Décollement des calcaires de la formation Celendin (Santonien) sur les argiles et le gypse de la base de la même formation (vers Chaucha, partie Est de la feuille de Yauyos
1. Granodiorite et monzonite du stock de Caja Real (Tertiaire sup.). 2. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 3. Calcaires du sommet de la fm. Celendin. 4. Couches rouges argilo-gypseuses de la base de la fm. Celendin. 5. 6. 7. Formations calcaires albo-coniaciennes. 8. Néocomien gréseux
142Enfin, et c’est là un fait nouveau, j’ai remarqué que la base du Santonien (fm. Celendin) contient souvent des niveaux gréso-argileux et calcaires à gypse qui facilitent des décollements importants (fig. 86). C’est notamment le cas aux environs de Chaucha, au bord sud-ouest des Hauts Plateaux, par 12° 10’ S. et 75° 40’ W. où ces niveaux teintés de rouge ont pu être confondus avec les couches rouges (T. Szekely, 1969, fig. 2, affleurements proches de Chaucha) ; les nombreux plis disharmoniques qui naissent à la base du Santonien dans cette localité se régularisent à nouveau dans les couches rouges sus-jacentes. Le même niveau de décollement, cette fois presque intégralement laminé, explique les nombreux plis de direction et de déversement totalement irréguliers du Santonien calcaire un peu plus au sud-est, dans la zone de passage à la Cordillère Occidentale (flanc sud-ouest de l’anticlinal de Saturno).
143Ce sont ces mêmes niveaux de décollement crétacés, jouant cette fois à l’air libre, qui expliquent les « collapse structures » particulièrement nombreuses dans la vallée du Mantaro en aval de La Oroya (fig. 87).

Fig. 87. — Collapse structures dans les marnes gypseuses et les calcaires du Santonien du synclinal de La Oraya. A. Dans le flanc sud de la Qda. de Uchko 600 m au sud du village de Chacapalpa. B. Dans le flanc sud de la cluse du rio Pachacayo, 1 km en aval de l’Hda. Pachacayo 1. Couches rouges du Crétacé terminal. 2. Santonien. 5. Calcaires bien lités, homogènes de l’Albien sup. Coniacien
2.2. LES PLIS SUPERPOSÉS
144Les structures superposées sont fréquentes sur les Hauts Plateaux. La superposition est la règle générale dans leur partie nord-est où les phases du Crétacé terminal et de l’Oligocène inférieur3 donnent toutes deux des plis qui le plus souvent sont de même direction. Dans leur partie sud-ouest, où on ne reconnaît en principe qu’un seul épisode de déformation intense d’âge oligocène inférieur (post-couches rouges), existent aussi des structures superposées dont l’interprétation est plus délicate. Aussi les conceptions exposées ci-dessous ont-elles été modifiées par la suite (cf. p. 290-291).
2.2.1. Les structures superposées dans la partie NE des Hauts Plateaux
145Nous distinguerons le cas où les structures des phases anté- et post-couches rouges ont des directions en gros identiques du cas, plus rare, où ces directions sont très obliques.
— CAS GÉNÉRAL : LES STRUCTURES ANTÉ ET POST-COUCHES ROUGES ONT DES DIRECTIONS TRÈS PROCHES
146Ce cas est bien exposé de part et d’autre de la cluse du Mantaro entre Llocllapampa et Parco (fig. 88) : l’épaisseur des couches rouges y est faible du fait de l’érosion et le nombre des niveaux de décollement intra-couches rouges susceptibles de jouer est réduit si bien que les structures que l’on observe dans les couches rouges sont très semblables à celles qui affectent leur surface basale. Dans ce secteur, plusieurs types de rapport existent entre les structures dans les couches rouges (structures F2) et dans le substratum (structures F1)4 :
1471) Il existe une coïncidence marquée entre les axes des anticlinaux Fx et les axes de la plupart des anticlinaux F2, les seconds étant simplement plus ouverts que les premiers ;
1482) Certains anticlinaux F2 se localisent cependant à l’aplomb de « cuestas » dégagées par l’érosion dans les flancs des anticlinaux Fl avant le dépôt des couches rouges ; c’est ce que montre la coupe A de la figure 89 ;
1493) Pour les synclinaux F2, les choses sont plus complexes : dans le cas où les axes F1 et F2 coïncident, les pendages des couches rouges et des séries antérieures sont presque identiques ; autrement dit le synclinal F1 était au plus une faible ondulation.
150Mais le plus souvent, les axes ne coïncident pas et les synclinaux F2 se localisent à l’aplomb des flancs des synclinaux F1 avec des dispositions variées qu’illustrent les coupes de la figure 89. Cette disposition a ceci de choquant qu’elle suppose, si on déplisse simplement les structures F2, qu’un petit anticlinal F1 destiné à compenser le synclinal F2 doit se trouver systématiquement à la verticale de ce qui sera plus tard l’axe du synclinal F2. Le modèle évolutif morphotectonique que présente la figure 90 évite de faire appel à l’intervention providentielle du petit anticlinal F1 et permet aussi d’expliquer les anticlinaux F2 localisés à la verticale d’une cuesta antérieure (fig. 89 A). Ce modèle morphotectonique suppose à son tour que deux conditions préalables aient été remplies, à savoir que (i) des paléoreliefs aient existé antérieurement au dépôt des couches rouges et (ii) que le substratum se déforme en plis isopaques par le mécanisme « de la pile de feuilles » (cf. Arthaud, 1970, p. 22). La première condition semble remplie car (i) la surface discordante basale des couches rouges a effectivement un profil très irrégulier qui apparaît dans les contours amiboïdes des affleurements du substratum mésozoïque dégagés par l’érosion et (ii) la stratification des couches rouges fait un angle qui souvent dépasse 10° avec sa surface de base et devient moins nette à son approche, en même temps que la dimension des galets augmente et qu’ils se font plus anguleux. La seconde condition est évidemment satisfaite car le substratum consiste pour l’essentiel en calcaires et marnes bien lités avec de fins interlits argileux susceptibles de permettre le glissement des bancs les uns sur les autres.
1514) Enfin, dans quelques secteurs, les positions des structures F1 et F2 apparaissent totalement indépendantes comme au sud de Parco (partie sud-est de la fig. 88) où les directions des plis 1 varient entre 125 et 160 et celles des plis 2 sont à 120 ; cette dernière orientation semble liée à celle d’un sillon où se sont déposées les couches rouges. Au cours de la phase 2, il ne semble pas que les plis 1 aient rejoué ; le raccourcissement 2 se traduit par contre par des chevauchements convergents des massifs liasiques en direction de l’axe du sillon.

Fig. 88. — Carte schématique de la zone de Llocllapampa montrant la discordance des couches rouges du Crétacé terminal-Eocène sur les terrains mésozoïques
1. Contact basai du Quaternaire. 2. Contact basai des andésites du Tertiaire supérieur. 3. Couches rouges. 4. Terrains mésozoïques (Trias à Coniacien). 5. Synclinaux. 6. Anticlinaux

Fig. 89. — Coupes du secteur Llocllapampa-Parco
Ces coupes sont localisées sur la figure 88. Les couches rouges se sont déposées sur une surface d’érosion S, de profil assez irrégulier, qui entaille des formations d’âge liasique à Crétacé supérieur
— CAS OÙ LES STRUCTURES F1 ET F2 SONT TRÈS OBLIQUES
152Dans la partie nord-est des Hauts Plateaux, les structures F2 sont toujours proches de nord-ouest-sud-est mais les structures Fx peuvent, localement, être transverses avec des directions nord-est-sud-ouest à est-ouest : c’est en particulier le cas en quelques points de la feuille de Huancayo (Mégard, 1968) dont j’ai tiré l’exemple qu’illustrent les figures 91 et 92. Dans ce secteur de Jarpa, on trouve dans le Lias et le Crétacé anté-couches rouges, des plis de direction 45 à 125 à forts plongements axiaux vers l’ouest. Ces plongements atteignent la verticale et « s’inversent » même dans certains cas, si bien que dans le Lias (couche 2 de la fig. 92 par exemple) les deux plis majeurs sont un faux anticlinal et un faux synclinal à plongements axiaux vers le nord-est. Dans les couches rouges qui sont discordantes angulairement sur le Crétacé ou directement sur le Lias, seuls passent les plis dont la direction est 100 à 125 ; la plupart s’y amortissent très vite mais quelques-uns s’y transforment en plis à axes horizontaux d’orientation 120 à 150.
153Ce dispositif complexe s’interprète en imaginant que les plis F2 ont plissé un substratum anté-couches rouges affecté par des plis nord-nord-est à nord-est, dont l’un présentait un vaste flanc inverse à pendage sud-est. Certains de ces plis F1 ont conservé leur direction originelle là où les axes F2 leur sont perpendiculaires (fig. 91, partie nord-ouest).
154Ces plis F1 d’orientation 45 à 90, restent cependant une exception, même sur la feuille de Huancayo. La chronologie relative de ces plis F1 transverses et des plis F1 « normaux » proches de 135 reste mal connue ; les plis transverses seraient les plus anciens.

Fig. 90. — Modèle montrant les relations des couches rouges et du substratum mésozoïque avant (A1 et B1) et après (A2 et B2) le plissement de l’Eocène terminal
Les couches rouges sont représentées par des points (grès) et des triangles (brèches) ; le substratum ne porte pas de symboles lithologiques

Fig. 91. — Carte montrant les plis superposés de la zone de Jarpa (Huancayo)
1. Eboulis et moraines quaternaires. 2. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 3. Calcaires du Crétacé moyen et supérieur. 4. Grès néocomiens. 5. Calcaires liasiques. 6 et 7. Niveaux conglomératiques et gréseux dans les couches rouges. 8. Synclinaux : a, normaux, b, couchés. 9. Anticlinaux : a, normaux, b, couchés. 10. Plongement axial des plis. 11. Collapse structures. 12. Failles

Fig. 92. — Allure d’un niveau du Néocomien (couche 1) et d’un niveau du Lias (couche 2) dans les structures finicrétacées replissées à V Oligocène inférieur, secteur de Jarpa (feuille de Huancayo)
N.B. — La carte de ce secteur est donnée dans la figure 91

Fig. 93. — Les dômes et cuvettes de la partie SW des Hauts Plateaux
1. Anticlinaux : a. en dôme ; b. linéaires.
2. Synclinaux : a. en cuvettes ; b. linéaires.
3. Chevauchements.
2.2.2. Les structures superposées dans la partie SW des Hauts Plateaux
155La disposition des dômes et cuvettes du secteur central (fig. 93) ne paraît pas résulter de la superposition de deux plissements. Peut-être traduit-elle un jeu de blocs en profondeur au niveau du socle précambrien.
156Le canevas structural que l’on observe plus au sud, à proximité de la faille de Cochas-Gran Bretana-Jatunhasi (fig. 94) implique par contre la superposition de plusieurs étapes de plissement. Cette superposition est évidente dans le dôme de Chochoca (fig. 94, partie nord-ouest) où des plis d’axes 160 à 180 replissent un anticlinal orienté à 75 ; plus à l’est, dans le secteur situé entre le stock de Quiula et Gran Bretana, les plis à 80-90 montrent des dépressions et culminations axiales marquées lorsqu’ils rencontrent des plis à 140-180. Mais les nombreux plis orientés à 110 passent en continuité à des plis à 130, 150 ou même 180. En résumé, les directions 75 à 90 définiraient une première étape de plissement et les directions 110 à 180 une deuxième étape, relevant toutes deux de la phase de l’Oligocène inférieur puisqu’on n’observe aucune discordance angulaire entre le Santonien et les couches rouges. Des témoins discordants isolés d’une formation de conglomérats et brèches en partie volcanosédimentaires associés à des couches rouges remaniées montrent enfin l’existence d’une phase compressive très postérieure, mio-pliocène vraisemblablement, surtout marquée près de la faille de Cochas-Gran Bretana-Jatunhuasi (cf. p. 290-291).

Fig. 94. — Carte de la partie SW des Hauts Plateaux vers 12° S
1. Intrusions d’âge tertiaire supérieur. 2. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 3. Série carbonatée du Crétacé moyen et supérieur. 4. Grès néocomiens. 5. Calcaires liasiques
3. LA TECTONIQUE CASSANTE SUR LES HAUTS PLATEAUX
157Dans ce paragraphe nous examinerons d’une part les failles mineures, de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres de long, souvent liées aux plis, et d’autre part les grands accidents, pour la plupart longitudinaux, que l’on suit sur des dizaines de kilomètres et dont l’histoire et le mécanisme sont souvent complexes.
3.1. LES FAILLES MINEURES
158Les failles mineures observées semblent toutes traduire les effets d’un raccourcissement orienté entre est-nord-est-ouest-sud-ouest et nord-est-sud-ouest ou la distension qui lui est associée secondairement. Ce raccourcissement est, soit celui qui a donné naissance aux plis, soit un raccourcissement de même direction qui s’est appliqué plus tardivement à une zone déjà plissée. Dans l’ensemble, ces failles mineures s’orientent par rapport aux plis de la façon indiquée sur le schéma de la figure 95, ainsi qu’on le voit en étudiant les quelques exemples suivants :

Fig. 95. — Schéma synthétique montrant un anticlinal isopaque et les failles associées
1591) Dans la partie sud-ouest de la feuille de Huancayo, les plis cylindriques à 150 sont affectés par des failles normales à 60 inclinées vers le nord-ouest ou le sud-est. Par contre, les quelques failles est-ouest que l’on observe semblent avoir joué en décrochements sénestres ;
1602) La terminaison périclinale de l’anticlinal de Cushuropampa (fig. 96 b) 14 km à l’est de La Oroya, montre deux types de failles dans les calcaires du Lias supérieur :
- des failles à rejet normal prédominant de l’ordre de quelques mètres à une dizaine de mètres, toute concentrées à proximité de la crête de l’anticlinal et de direction proche de celle de son axe ; cesfailles sont conjuguées et effondrent la crête anticlinale. On note qu’elles sont particulièrement nettes à la partie supérieure des ensembles calcaires massifs encadrés par des calcaires plus argileux ; elles sont évidemment dues à la distension qui s’exerce à ce niveau dans tout pli concentrique ;
- des failles à rejet horizontal prédominant compris entre la dizaine et la centaine de mètres, très obliques par rapport à l’axe anticlinal ; celles de direction nord 120 montrent des rejets sénestres, celles de direction nord 30 (une seule est nette sur la fig. 96 b) montrent des rejets dextres.
1613) Les flancs des plis, aux environs du lac Huacracocha (fig. 96 a) par 76° W. et entre 11° 15’ S. et 11° 20’ S. sont recoupés par des failles verticales bien visibles sur les photographies aériennes que j’interprète comme des décrochements conjugués à déplacement décamétrique à hectométrique, de direction et sens de déplacement conforme à ceux observés dans l’anticlinal de Cushuropampa.
3.2. LES GRANDES FAILLES
162Ce sont des failles longitudinales, subparallèles aux plis sur une grande partie de leur parcours ou qui les recoupent très obliquement ; dans le Pérou central, du moins au niveau de la couverture, on ne connaît pas de grands accidents transversaux analogues à la zone faillée est-ouest d’Abancay (cf. Marocco, 1971) ou à la faille de Marcapata étudiée par E. Audebaud.

Fig. 96. — Failles mineures sur les Hauts Plateaux, vues en plan
a. Décrochements conjugués associés aux plis près du lac Huacracocha par 76° W et 11° 15’ S à 11° 20’ S.
b. Décrochements conjugués et failles normales dans la terminaison périclinale de l’anticlinal de Cushuro-pampa (feuille de La Oroya)
163Parmi les failles longitudinales, nous distinguerons :
- Des failles inverses qui sont directement liées aux plis andins et ne sont qu’une autre expression du raccourcissement nord-est-sud-ouest ;
- Des failles coulissantes correspondant à un raccourcissement de direction différente.
3.2.1. Les grandes failles inverses
164Les coupes A et C de la figure 82 montrent quelques-unes de ces failles, respectivement au niveau de Culpan et au long de la ligne du Mantaro ; nous n’y reviendrons pas. Nous examinerons par contre le cas de la faille de Carmen Chico-Ninacaca, située à l’est de Cerro de Pasco (fig. 97). Au nord de 10° 40’ S., cette faille est verticale et joue en décrochement sénestre avec un rejet horizontal de 5 km calculé grâce au déplacement de l’axe du synclinal crétacé d’Atacocha qui, au sud de la faille, devient le synclinal de Paraiso. Au sud de 10° 40’ S. la faille se ramifie et donne naissance à deux failles inverses de direction subméridienne dont la plus importante, la faille de Ninacaca, se poursuit plus au sud en prenant une direction 165. Ces deux failles inverses, en gros parallèles aux plis, sont chevauchantes vers l’est et la plus orientale fait reposer le Trias sur les terrains crétacés du synclinorium de La Quinua.

Fig. 97. — Relations entre la tectonique cassante et la tectonique souple au long de la faille de Carmen Chico
1. Plugs d’âge tertiaire supérieur. 2. Couches rouges du Crétacé terminal-Eocène. 3. Séries carbonatées du Crétacé moyen et supérieur. 4. Néocomien gréseux. 5. Trias et Lias
165A proximité de la faille, des plis mineurs déversés vers l’est naissent dans le flanc ouest de ce synclinorium.
166Le déplacement de 5 km vers le sud-est, que subit le bloc situé au sud du décrochement de Carmen Chico, est donc compensé par le raccourcissement dû : (i) à la faille inverse de Ninacaca et à ses ramifications et (ii) aux replis en surnombre dans le flanc ouest du synclinorium de La Quinua. Le décrochement, les failles inverses et les plis mineurs ne sont que l’expression, sous des formes diverses, d’un champ de contraintes unique.
3.2.2. Les décrochements longitudinaux
167Nous les étudierons dans deux secteurs : entre la pointe nord du lac de Junin et La Oroya et dans la région située à l’ouest de Huancayo.
LE SECTEUR LAC DE JUNIN-CASARACRA (fig. 98)
168Ces failles ont une direction proche de 130 et sont subparallèles aux axes des plis entre le lac de Junin et la latitude de Casaracra, elles sont verticales, rectilignes et leur rejet vertical apparent varie d’un point à un autre. Ces caractères sont fréquemment ceux de failles coulissantes, ce que confirment d’autres observations, faites pour la plupart au long de la faille de San Blas, longue d’une cinquantaine de kilomètres.
169Les deux compartiments séparés par cette faille montrent en effet, dans les calcaires triasico-liasiques, des plis à axes très redressés (fig. 98 B) de dimension plurihectométrique, qui replissent des plis nord-est-sud-ouest à axes subhorizontaux. Certains d’entre eux ont des flancs dissymétriques longs et courts qui s’accordent avec un sens de déplacement dextre pour la faille de San Blas. Ce sont les seules structures de ce type connues dans le Pérou central. Dans le même secteur (fig. 98 B) le renversement du flanc nord du synclinal de Corma semble lui aussi dû à un effet d’entraînement lié à un déplacement dextre au long de la faille de San Blas. Plus au sud, on note un pli d’entraînement indiquant lui aussi un coulissage dextre au long d’une faille parallèle à celle de San Blas.
170La valeur du rejet horizontal peut être estimée au moins à 10 km si l’on admet que les synclinaux à cœurs crétacés de Colmes et de Yuraccacca, très analogues tant par leur largeur que par leur forme en fond de canoë, n’en formaient qu’un avant le coulissage.
171A son extrémité sud-est, la faille verticale de San Blas passe à un chevauchement de direction moyenne nord-est déversé vers le sud-est, qui fait reposer du Trias sur deux synclinaux crétacés et sur l’anticlinal à matériel triasico-liasique qui les sépare. Le sens de ce chevauchement est évidemment favorable à un coulissage dextre au long de la faille de San Blas.
172Dans la partie sud de la feuille de Tarma par 11° 25’ S., les grandes failles du type de celle de San Blas se greffent sur des accidents complexes de direction proche d’est-ouest qui sont chevauchants soit vers le nord, soit vers le sud ou encore sont des décrochements. Très schématiquement, on a l’impression qu’au long de cette ligne d’accidents un bloc septentrional composite, glissant dans le sens dextre au long de failles nord-est à nord-nord-est, est venu emboutir un bloc méridional resté en place.
173La chronologie des mouvements est mal connue ; on sait seulement que l’essentiel du coulissage dextre au long des failles de type San Blas est postérieur au plissement de l’Oligocène inférieur, puisque les plis nord-ouest-sud-est sont affectés par les plis à axe vertical qui accompagnent le décrochement. En un point des brèches cimentées du Quaternaire ancien sont affectées par l’une de ces failles longitudinales ; certaines d’entre elles ont donc pu rejouer récemment.
SECTEUR À L’OUEST ET AU SUD DE HUANCAYO
174Les grandes failles longitudinales sont rares sur les Hauts Plateaux entre 11° 30’ S. et 12° 15’ S. ; elles reprennent de l’importance au sud de Huancayo où on peut suivre quelques grandes failles sur plusieurs dizaines de kilomètres ; leur direction est proche de nord-est-sud-ouest jusqu’à 12° 30’ S., puis subméridienne plus au sud. Ces failles apparaissent comme des failles inverses très raides déversées vers le nord-est. Néanmoins, la plus importante d’entre elles semble jouer en décrochement : les rejets verticaux apparents de cette faille qui pend entre 60° et la verticale varient d’un secteur à un autre, si bien qu’elle chevauche le plus souvent vers l’est-nord-est, mais aussi vers l’ouest-sud-ouest comme à Coica, 26 km au sud de Huancayo ; quelques kilomètres au nord-ouest de cette localité, la disposition sigmoide en plan des plis d’un synclinorium crétacé situé en bordure de cette faille permet de l’interpréter comme un décrochement dextre (fig. 99).

Fig. 98. — Grandes failles et principaux plis entre le lac de Junin et Casaracra
A. Carte générale du secteur. B. Carte de détail. Le Crétacé et le Tertiaire sont représentés par un pointillé ; les autres terrains plissés appartiennent au Trias et au Lias. La carte de la fig. 96 a se situe au SE du secteur B.
175Signalons enfin que le grand accident de Cochas-Gran Bretaña, qui prend en echarpe l’angle sud-ouest de la feuille de La Oroya, la feuille de Yauyos et la partie ouest de celle de Huancayo (fig. 94) montre aussi des indices de coulissage : vers Jatunhuasi, il se ramifie et enserre entre ses deux branches un bloc fusiforme affecté par des plis à fort plongement axial vers l’ouest dont la dissymétrie en plan (flancs longs et courts), est un argument en faveur d’un coulissage dextre, peut-être contemporain de la formation des plis de direction 075 à 090. Néanmoins le jeu principal apparent de cet accident est un jeu en faille inverse contemporain et postérieur aux plis de direction 110 à 180 (cf. p. 194-197).

Fig. 99. — Décrochements dextres au Sud de Huancayo
1. Calcaires du Trias et du Lias. 2. Séries crétacées, gréseuses à la base, carbonatées au sommet. 3. Couches rouges discordantes du Crétacé terminal-Eocène

Fig. 100. — Les structures dans les séries volcaniques et volcanosédimentaires du bassin d’Ayacucho
1. Alluvions et colluvions quaternaires. 2. Basaltes quaternaires. 3. Volcanites plio-quaternaires. 4. Rhyolites, ignimbrites et terrains volcanodétritiques de la fm. Ayacucho (Mio-Pliocène ?). 5. fm. volcanique (andésites et dacites) et volcanodétritique Huanta (Oligo-Miocène ?)
4. LA TECTONIQUE DANS LES VOLCANITES DES HAUTS PLATEAUX
176Au nord de 12° 30’ S., le volcanisme tertiaire est restreint à la Cordillère Occidentale aussi ne connait-on la couverture volcanique plissée des Hauts Plateaux qu’à leur bordure sud-ouest. Au sud de 12° 30’ S., cette couverture s’avance vers l’est et vers Ayacucho recouvre même le flanc sud-ouest de la Cordillère Orientale ; aussi la décrirons-nous surtout dans ce secteur, sur lequel la carte au 1/250 000e du département de Huancavelica (Salazar, inédit, 1970, Serv. Geol. Min. Perú) donne une vue synthétique.
177Dans la région située à l’ouest et au sud-ouest de Huancavelica les plis sont plurikilométriques, avec des flancs peu inclinés qui se redressent à proximité de quelques rares accidents ; leurs axes sont proches de l’horizontale et leurs plans axiaux verticaux ou subverticaux ; le raccourcissement ne dépasse pas 10 % et le substratum mésozoïque et éocène semble avoir encaissé souplement cette déformation. Selon H. Salazar (comm. orale) ces plis très simples se seraient formés en deux temps au long des mêmes axes car on note une faible discordance angulaire au sein des séries volcaniques. Les paléoreliefs, constitués de couches rouges et de Mésozoïque et hérités de l’époque d’érosion qui a suivi la phase de l’Oligocène inférieur5, jouent parfois un rôle dans la localisation des structures dans les volcanites : ainsi près du lac Chuncho, 60 km à l’est de Huancavelica (Harrison, 1956 ; Salazar, feuille de Tupe, inédit) un synclinal perché constitué de couches rouges et de calcaires et marnes du Crétacé supérieur forme le cœur d’un anticlinal de volcanites.
178J. Paredes et moi-même avons étudié les affleurements les plus orientaux de cette couverture volcanique et volcanosédimentaire dans le bassin d’Ayacucho. Dans la fm. Huanta oligocène et p.p. miocène ( ?), qui constitue la partie inférieure de cette couverture, les plis sont plurihectométriques à kilométriques dans les couches lacustres básales et plurikilométriques dans les volcanites et conglomérats sus-jacents. Tous ces plis sont cylindriques et à axes subhorizontaux, la plupart sont droits mais quelques-uns sont franchement déversés vers le nord-est ; leur direction, une fois de plus, est proche de 135 ; les couches pendent fréquemment à plus de 40° (fig. 100, coupe A). Les ignimbrites blanches en majeure partie redéposées en milieu aqueux de la fm. Ayacucho constituent les termes supérieurs du remplissage du bassin. Ils sont beaucoup moins intensément déformés : de vastes zones à pendage faible et constant y séparent des bandes plissées où très localement les pendages atteignent la verticale et peuvent s’inverser (fig. 100, coupe B). La discordance de la fm. Ayacucho sur les plis de la fm. Huanta s’observe clairement dans le centre nord de la feuille d’Ayacucho (fig. 100, coupe C).
179On distingue donc les effets de deux phases de plissement dans la couverture volcanique oligocène et néogène de la région d’Ayacucho et il semble bien que ces phases existent aussi dans la région de Huancavelica.
180A défaut d’arguments chronologiques directs, j’attribue à ces plissements les âges miocène et pliocène des événements du même type datés avec plus de précision en Bolivie et dans le nord du Chili (cf. Audebaud et al., 1973, et cf. p. 158).
5. CONCLUSION
181La cartographie géologique des Hauts Plateaux du Pérou central, maintenant complète, ne modifie pas substantiellement l’image partielle qu’en donnait J. V. Harrison dès 1943. Ils constituent toujours un pays plissé simplement, selon des axes nord-est-sud-ouest et où la déformation se cantonne dans le niveau structural moyen.
182La distinction faite par Harrison entre 11° 30’ S. et 12° S. d’un secteur sud-ouest plissé peu intensément et d’un secteur nord-est plissé plus fortement peut être généralisée à l’ensemble des Hauts Plateaux. Cette distinction découle du fait que seul le plissement incaïque (ici sans doute oligocène inférieur) intervient dans le secteur sud-ouest, alors qu’au nord-est il superpose ses effets à ceux du plissement finicrétacé. Dans le secteur nord-est des structures parfois complexes résultent de cette superposition ; les couches rouges de l’Eocène ennoient des reliefs finicrétacés si bien que la morphotectonique joue un rôle important lors de la phase de l’Oligocène inférieur.
183De grandes failles subverticales longitudinales que l’on peut suivre souvent sur plusieurs dizaines de kilomètres complètent le canevas structural des Hauts Plateaux. Leur étude ne fait que débuter et montre qu’elles ont eu au moins un jeu latéral dextre au cours de la phase de l’Oligocène inférieur ou postérieurement. Plus tardivement encore, la plupart de ces failles ont joué en failles inverses avec des déversements sud-ouest ou nord-est.
E. LA TECTONIQUE ANDINE DANS LA CORDILLÈRE ORIENTALE
184La couverture andine de la Cordillère Orientale comprend :
- une séquence inférieure, largement exposée au sud de 11° 15’ S., qui englobe le Permo-Carbonifère, le Trias, le Lias et, vers 12° 45’ S. et 75° W. le Crétacé jusqu’au Cénomanien compris ; cette séquence a été plissée par la phase du Crétacé terminal ;
- une séquence supérieure, discordante sur les plis qui affectent la précédente et formée de couches rouges datées en partie du Crétacé terminal, qui n’affleurent que dans les secteurs d’Andamarca (12° 20’ S.) et Tambo (13° S.). Cette séquence semble avoir été déformée tardivement, au cours du Mio-Pliocène, et surtout affectée par des failles inverses.
185Ce sont les plis de la séquence inférieure qui définissent le vaste anticlinorium andin qu’est la Cordillère Orientale ; mais ces plis sont droits en moyenne et le déversement général de la Cordillère Orientale vers le nord-est est essentiellement le fait du jeu tardif, en failles inverses raides, des failles longitudinales.
1. APERÇU RÉGIONAL
186La Cordillère Orientale est délimitée au sud-ouest par une ligne conventionnelle qui est la limite nord-est des affleurements mésozoïques des Hauts Plateaux. Sa limite nord-orientale est une zone faillée, mal étudiée, car très peu accessible, mais qui correspond dans l’ensemble à une faille inverse raide.
187A l’intérieur de la Cordillère, on peut distinguer des subdivisions structurales qui sont surtout bien définies au sud de 11° 15’ S.
AU SUD DE 11° 15’ S
188Au sud de 11° 15’ S. et jusqu’à 12° 45’ S., la Cordillère Orientale peut être divisée en trois grandes unités structurales allongées dans le sens nord-ouest-sud-est et qui sont, du sud-ouest vers le nord-est, la bande anticlinale de Tarma-Huancayo-Kichuas, large de 8 à 20 km, la bande synclinale de Ricran, large de 5 à 12 km et la bande anticlinale de Comas-Tambo dont la largeur est de l’ordre de 80 km.
189Sauf à la latitude de Huancayo, où la couverture andine faite exclusivement de Permien supérieur, de Trias et de Lias est conservée dans un vaste synclinal, la bande anticlinale de Tarma-Huancayo-Kichuas ne contient que des affleurements de Précambrien ou de Paléozoïque inférieur.
190Elle est séparée par une zone faillée de la bande synclinale de Ricran, où affleurent surtout du Permien supérieur, du Trias et du Lias, qui dessinent des plis serrés et sont affectés par une tectonique cassante complexe. La bordure nord-est du synclinorium de Ricran est fréquemment faillée.

Fig. 101. — Coupes SW-NE des structures aridities de la Cordillère orientale du Pérou central
1. Granitoïdes andins. 2. Séries volcaniques et volcano-sédimentaires. 3. Grès. 4. Brèches et conglomérats. 5. Shales. 6. Calcaires. 7. Substratum pré-andin. 8. Granitoïdes du substratum pré-andin m-p = Mio-Pliocène. o-m = Oligo-miocène. c4-e = Crétacé terminal et Eocène. C1-2 = Crétacé inférieur. J2-2 = Dogger et Malm. J1 = Lias, t2 = Trias supérieur, r2 t1 = Permien supérieur et Trias inférieur, r1 = Permien inférieur, h2 = Pennsylvanien. h1 = Mississipien. h = Carbonifère indifférencié. Pim = Paléozoïque inférieur et moyen. P€ = Précambrien
191Dans la large bande anticlinale de Comas-Tambo, les tectoniques antétriasiques ont découpé des blocs longitudinaux fusiformes et l’épaisseur de la couverture andine varie de quelques centaines à quelques milliers de mètres selon le bloc considéré. Les failles qui délimitent ces blocs ont rejoué à l’andin. Là où la couverture andine est épaisse, elle dessine des plis nord-ouest-sud-est simples et réguliers. La bande anticlinale de Comas-Tambo abrite les cuvettes synclinales d’Andamarca et Tambo dont les couches rouges p.p. d’âge Crétacé terminal sont peu déformées et chevauchées par les blocs qui les flanquent à l’ouest.
192Au sud de 12° 45’ S., l’anticlinal de Kichuas et le synclinal de Ricran disparaissent sous les séries volca-nosédimentaires et volcaniques du bassin d’Ayacucho et seule subsiste la bande anticlinale de Tambo limitée vers le sud-ouest par une grande flexure récente qui la sépare du bassin d’Ayacucho.
AU NORD DE 11° 15’ S
193Seule subsiste la bande anticlinale de Comas ; dans sa partie ouest affleurent des intrusifs pour la plupart antécarbonifères et des métamorphites précambriennes et hercyniennes. La couverture andine n’est présente que vers 10° 30’ S. dans l’étroit synclinal de Huachon et, plus au sud, dans une écaille de Permien supérieur et de Trias qui vers le nord-ouest se rattache aux Hauts Plateaux et vers le sud-est se termine en coin sous un accident chevauchant. Des failles inverses abaissent la partie nord-est de la Cordillère Orientale si bien que le Permien supérieur, le Trias et le Lias y affleurent largement en plis larges failles longitudinalement.
2. LA TECTONIQUE SOUPLE
194Il s’agit presque uniquement de la tectonique anté-couches rouges, c’est-à-dire du plissement du Crétacé terminal ; ses grands traits apparaissent dans les coupes de la figure 101. Je rappelle que j’attribue à cette phase les plis du Carbonifère et du Permien, en l’absence de discordance angulaire bien caractérisée (i) du Permien supérieur sur le Carbonifère et le Permien inférieur et (ii) du Mésozoïque sur le Permien supérieur.
195Dans le Permo-Carbonifère, c’est-à-dire essentiellement dans la couverture de la partie sud-ouest de la bande anticlinale de Comas au sud de 11° 30’ S., les plis sont réguliers, cylindriques, avec des axes proches de l’horizontale et des charnières le plus souvent arrondies et plus rarement en chevron. La longueur d’onde de ces plis est de 3 à 5 km et peut atteindre 10 km. Leur direction varie entre 120 et 180, mais est le plus souvent proche de 140. Ils sont droits ou ont des déversements faibles vers le nord-est ou le sud-ouest qui dans l’ensemble se compensent. La lithologie intervient dans le style du plissement ; au cœur des grands plis simples dessinés par les paquets de quartzites, des plis mineurs métriques à décamé-triques se développent dans les alternances de shales et de petits lits gréseux. De même, les calcaires en petits bancs donnent des plis en accordéon de dimension métrique dans les charnières des grands plis à faible rayon de courbure (fig. 102).

Fig. 102. — Plis disharmoniques dans une bande calcaire intercalée dans les grès et microflyschs pennsylvaniens, 4 km au nord de San José de Secce (feuille de Huanta)
196Au cœur de la Cordillère Orientale, la série triasico-liasique n’affleure pratiquement que dans le syn-clinorium de Ricran, où les interférences entre la tectonique souple et la tectonique cassante donnent des structures complexes sur lesquelles nous reviendrons. Les plis y sont plus serrés que dans les bandes anticlinales voisines et de nombreux plis parasites hectométriques compliquent souvent leur géométrie (pl. IX, 1). Là encore ce sont des plis cylindriques d’axes proches de l’horizontale.

Fig. 103. — Tectonique andine dans la Cordillère orientale au NE de Huancayo
A. — Coupe du secteur. 1. Molasses rouges à intercalations volcaniques (Permien supérieur-Trias inférieur et moyen). 2. Schistes noirs, grès et lentilles calcaires (Carbonifère). 3. Schistes quartzeux métamorphiques éohercyniens. Sh = schistosité de flux éohercynienne. Sa = schistosité andine (fracture ou flux naissant selon les points)
B. — Schistosité par dissolution dans les lentilles calcaires du Carbonifère de la partie centrale de la coupe A. Le pointillé représente des amas calcaréo-argileux
C. — Interbancs carbonates à fentes sigmoïdales remplies de calcite dans les strates gréseuses du Carbonifère (partie centrale de la coupe A)
197Dans la partie nord-est de la bande anticlinale de Tarma-Huancayo-Kichuas, dans la bande synclinale de Ricran entre 11° 30’ S. et 12° 15’ S. et dans la plus grande partie de la bande anticlinale de Comas-Tambo, la déformation d’âge Crétacé terminal s’effectue à proximité du front supérieur de schistosité.
198La schistosité n’est pratiquement pas visible dans les bancs de quartzites ou de grès massif, c’est une schistosité de fracture grossière dans les grès à ciment argileux, elle devient plus fine dans les shales où elle passe même à une schistosité de flux naissante. Schistosité et stratification ont habituellement des directions très proches et les linéations d’intersection sont proches de l’horizontale. On note des exceptions à cette règle en particulier une trentaine de kilomètres au nord-est de Comas, sur la route d’Andamarca, il est possible que dans cette zone la phase tardihercynienne ait fortement incliné les strates du Pennsylvanien avant la compression andine (pl. IX, 2).
199Dans quelques secteurs, et en particulier dans l’angle nord-est de la feuille de Huancayo (12° S., 75° W.) la déformation est plus poussée et toutes les roches sont affectées par une schistosité de flux (fig. 103 A) ; dans les pétites, les grès impurs et les conglomérats, il y a néoformation de séricites, et de chlorites de petite dimension dans les plans de schistosité ; dans les calcschistes la schistosité correspond à des surfaces de dissolution où se concentrent les impuretés (fig. 103 B). Dans ce même secteur, on observe des fusulines et des galets étirés dans les plans de schistosité perpendiculairement à l’axe des plis. Dans les niveaux les plus schisteux l’aplatissement intervient donc comme le mécanisme de déformation essentiel. Dans les grès et quartzites la flexion accompagnée ou non de cisaillement est prépondérante : certains grès, pourtant atteints par une schistosité de flux, montrent des fentes sigmoïdales remplies de calcite dont l’ouverture, maximale au niveau des interbancs, cadre bien avec le glissement banc sur banc prévu par la théorie du plissement isopaque dans le cas d’une série stratifiée (fig. 103 C).
200La tectonique souple post-couches rouges a une faible intensité. Les couches rouges de la région de Tambo dessinent, dans quelques secteurs en bordure des accidents chevauchants qui les limitent au sud-ouest, un synclinal dissymétrique dont le flanc sud-ouest pend à 60° et dont le flanc nord-est est un vaste monoclinal qui pend avec 30° à 40° vers le sud-ouest. A Andamarca les mêmes couches rouges dessinent aussi quelques plis ouverts, mais sont le plus souvent monoclinales sur des kilomètres.
201Dans l’ensemble, ces structures dans les couches rouges ne sont pas plus prononcées que celles qui affectent la série volcanique et sédimentaire oligo-miocène (fm. Huanta) du bassin d’Ayacucho (cf. fig. 100), situé à cheval sur les Hauts Plateaux et la Cordillère Orientale et à une dizaine de kilomètres du bassin de Tambo. Il est donc vraisemblable que les couches rouges et le volcanosédimentaire ont été déformés par les seules tectoniques miocène et pliocène.
3. LA TECTONIQUE CASSANTE
3.1. LES FAILLES LONGITUDINALES
202Le découpage en grands blocs fusiformes dû à de grandes failles longitudinales raides est l’un des traits principaux de la Cordillère Orientale. Elles servent fréquemment de limites aux unités majeures : ainsi une zone faillée que l’on suit sur plus de 200 km sépare la bande anticlinale de Tarma-Huancayo-Kichuas de la bande synclinale de Ricran.
203La plupart de ces failles longitudinales sont des failles inverses raides à regard nord-est, si bien qu’au long d’une coupe comme celle du rio Tarma (coupe B, fig. 101) la Cordillère Orientale apparaît comme un empilement d’écaillés raides déversées vers le nord-est. L’âge du jeu inverse de ces failles est vraisemblablement mio-pliocène comme tendent à le montrer les observations suivantes :
- Il existe une grande similitude dans la direction, le sens de déversement et le style des failles longitudinales de la Cordillère Orientale, et en particulier celles de sa retombée nord-est, et ceux des failles pliocènes de la zone subandine.
- Entre 12° 25’ S. et 12° 45’ S. des répliques de la faille inverse qui borde au sud-ouest le synclinorium de Ricran affectent les conglomérats de la partie moyenne des fm. oligo-miocènes lacustres du bassin de Huanta (fig. 104).
- On montre dans la partie nord-est de la feuille de Huancayo que ces failles inverses décalent verticalement le front de schistosité d’âge fini-crétacé et sont donc plus récentes.
- On montre de même que ces jeux inverses sont postérieurs au dépôt des couches rouges p.p. d’âge Crétacé terminal des bassins d’Andamarca et Tambo.

Fig. 104. — Coupes à travers la première boucle du rio Mantaro montrant les conglomérats oligo-miocènes affectés par les failles inverses des phases miocène et ou pliocène
1. Massif précambrien de Jabonillos. 2. Flyschs éohercyniens. 3. Carbonifère et Permien inférieur. 4. Permien supérieur et Trias inférieur et moyen (Mitu). 5. Trias et Lias du synclinorium de Ricran. 6. Granité andin de Villa Azul. 7. Diorites de Jabonillos. 8. Conglomérats « Huanta » oligo-miocènes. Sh = schistosité éohercynienne. Sa = schistosité andine
204Si l’on admet que la tectogenèse de l’Eocène terminal ou de l’Oligocène inférieur s’est peu fait sentir dans la Cordillère orientale (cf. supra), on en arrive à la conclusion que les mouvements inverses au long des grandes failles de la Cordillère orientale sont miocènes et/ou pliocènes.
205La règle du déversement vers le nord-est des grandes failles longitudinales souffre des exceptions notables ; c’est le cas en particulier des horsts de matériel précambrien qui sont chevauchants vers l’extérieur à leurs deux bordures ; ainsi les massifs du Huaytapallana et de Jabonillos, par exemple, chevauchent faiblement vers le sud-ouest les unités qui les bordent au sud-ouest. On observe aussi des déversements vers le sud-ouest au long de nombreuses failles longitudinales de moindre importance (fig. 105 et fig. 107).
206Par ailleurs, il apparaît que les mouvements au long de ces failles sont complexes et qu’à leurs rejets verticaux évidents inverses et plus rarement normaux, s’ajoutent des rejets horizontaux d’âge variable selon les secteurs. Ainsi, par exemple, la disposition sigmoïde en plan des plis et des failles secondaires dans le synclinorium de Rieran entre 11° 40’ S. et 12° S. suggère un déplacement dextre au long des grandes failles qui le limitent ; ce déplacement pourrait être contemporain des plis et de coulissages dextres dans certains cas, sénestres dans d’autres, au long des failles secondaires (fig. 106).
207Des décrochements longitudinaux interviennent aussi dans des dispositifs compliqués comme ceux que l’on peut observer dans le synclinorium de Ricran au niveau de Maco (11o 30’ S., 75° 33’ W.) : des blocs de Trias fusiformes (1, 2, 3 et 4 sur la fig. 107) sont pris en sandwich entre des blocs à matériel carbonifère dont ils sont séparés, à l’est par une faille à rejet apparent inverse, à l’ouest par une faille à rejet apparent normal ; la présence de stries horizontales, en particulier autour des blocs 1 qui sont littéralement emballés dans du Carbonifère broyé, permet d’interprêter ces failles comme des décrochements basculés vers l’ouest sans doute au Mio-Pliocène.

Fig. 105. — Structures d’âge crétacé terminal et mio-pliocène dans la Cordillère Orientale au Nord de Huanta
1. Couches rouges d’âge crétacé terminal-eocène. 2. Couches rouges et volcanites du Permien supérieur - Trias inférieur et moyen. 3. Calcaires du Permien inférieur. 4. Schistes, grès et calcaires du Pennsylvanien. 5. Axes anticlinaux et synclinaux et direction de leur plongement 6 Failles normales et décrochements, failles inverses. 7. Pendages de la stratification et de la schistosité

Fig. 106. — Failles et plis andins du synclinorium de Rieran au niveau de Concepción (feuille de Jauja) d’après J. Paredes (1972)
1. Synclinaux. 2. Anticlinaux. 3. Décrochements. 4. Direction de raccourcissement
N.B. — Le synclinorium de Rieran occupe la diagonale NW-SE de la figure
3.2. LES DÉCROCHEMENTS CONJUGUÉS DE DIRECTIONS PROCHES DE NORD-SUD ET D’EST-OUEST
208Les failles raides de direction nord-sud à nord 30 est se comportent en décrochements dextres dont le rejet horizontal atteint un kilomètre sur la feuille de Pampas (Guizado et Landa, 1965) où ils décalent la faille bordière sud-ouest du synclinorium de Ricran ; ce coulissage dextre serait donc mio-pliocène ou même plus récent.
209Les décrochements sénestres est-ouest de la feuille de Huanta (fig. 105) pourraient être conjugués avec les précédents ; il s’agit là encore de décrochements qui ont joué récemment puisqu’ils décalent les structures du Crétacé terminal et même les failles qui délimitent un petit graben à remplissage tertiaire.

Fig. 107. — Carte de détail du synclinorium de Ricran dans le secteur de Maco
a. Microdiorites ophitiques. b. Calcaires triasico-liasiques. c. Molasses rouges du Permien supérieur et du Trias inférieur et moyen, d. Grès et shales sombres carbonifères. La plupart des failles, à rejet apparent normal ou inverse, ont également joué en décrochements
4. LA RÉACTION DU SUBSTRATUM ANTÉ-CARBONIFÈRE À LA TECTOGENÈSE ANDINE
210Cette question n’a pas fait l’objet de recherches systématiques.
211Les grès et shales éohercyniens et les séricitoschistes précambriens se sont déformés souplement dans les structures andines à grand rayon de courbure de l’anticlinorium de Tarma-Huancayo-Kichuas ; dans la zone à schistosité de flux andine de la partie nord-est de la feuille de Huancayo, la schistosité de flux éohercynienne du matériel paléozoïque inférieur est affectée par des plis centimétriques en chevron accompagnés d’une schistosité qui se traduit par une réorientation partielle des minéraux phyliteux dans les axes des plis et par du strain-slip dans leurs flancs ; cette schistosité tardive a une direction 135 et un pendage sud-ouest 80 analogues à ceux de la schistosité andine des terrains carbonifères et permiens sus-jacents de la figure 103 A.
212Les massifs précambriens constitués de gneiss et de micaschistes ne montrent pas de traces évidentes de la déformation andine qui vraisemblablement est cassante, mais leur bordure est souvent mylonitisée au long des grandes failles qui ont joué à l’andin.
213Les granités du substratum sont parcourus par des réseaux de failles qui n’ont pas été étudiés systématiquement. Les accidents longitudinaux s’y traduisent souvent par des couloirs mylonitisés nord-ouest-sud-est à nord-nord-ouest-sud-sud-est qui, souvent, mettent en contact des roches de types pétrographiques différents comme à Santa Isabel (cf. fig. 34).
5. CONCLUSION
214Deux phases de déformation principales ont donc affecté la Cordillère Orientale à l’Andin.
215La première, fini-crétacée, donne la plupart des plis et s’accompagne de la montée d’un front de schistosité qui atteint le Lias : c’est là un résultat entièrement nouveau qui s’appuie : (i) sur la concordance générale des terrains carbonifères à crétacés (Coniacien compris) et (ii) sur le fait que les plis à schistosité qui affectent ces terrains sont recouverts en discordance par des couches rouges datées p.p. du Crétacé terminal. Au cours de ce plissement crétacé terminal, les grandes failles longitudinales semblent jouer en décrochements dextres.
216La seconde, mio-pliocène, donne quelques plis mais surtout réactive les failles longitudinales qui rejouent en failles inverses raides pour la plupart déversées vers le nord-est. L’état de déformation très comparable du Tertiaire volcanique et des couches rouges, vers 13° S., suggère que la tectonique de l’Eocène terminal (ou de l’Oligocène inférieur) a été faible ou nulle dans cette région et peut-être dans toute la Cordillère Orientale du Pérou central.
F. LA TECTONIQUE ANDINE DANS LA ZONE SUBANDINE
217La zone subandine reste l’une des régions du Pérou dont la géologie est la plus méconnue ; une jungle épaisse la recouvre et les affleurements sont rares et très difficiles d’accès.
218Du fait de son potentiel pétrolier, elle a été explorée partiellement par des compagnies pétrolières, mais leurs recherches n’ont donné lieu qu’à des articles soit trop locaux, soit au contraire trop généraux. Le travail de E. Koch « Die Tektonik im Subandin des Mittel-Ucayali-Gebietes, Ostperu » (1962) constitue une remarquable exception en réunissant la monographie régionale et la synthèse ; aussi je me référerai souvent à ses données, quoiqu’il traite d’une région située au nord de 10° S.
219La zone subandine s’est plissée en une seule fois au cours du Pliocène (cf. p. 158) ; son canevas tectonique, fort simple, comprend des plis cylindriques isopaques et des failles raides pour la plupart inverses et déversées vers l’est (fig. 108). Ces structures persistent longitudinalement sur des dizaines ou même plus de cent kilomètres avec des directions nord-ouest-sud-est à nord-nord-ouest-sud-sud-est ; par 12° S., au long de la déflexion d’Abancay (cf. Ham et Herrera, 1963, et Marocco, 1972) elles adoptent une orientation est-ouest.

Fig. 108. — Carte structurale de la zone subandine du Pérou entre 7° S et 12° 30’ S (tectonique pliocène)
1. Anticlinaux mineurs droits. 2. Direction du plongement axial. 3. Anticlinaux mineurs dissymétriques, le triangle indique le pendage du plan axial. 4. Anticlinaux majeurs. 5. Dômes liés à des intrusions peralcalines. 6. Failles normales. 7. Décrochements. 8. Failles inverses. 9. Flexures. 10. Dépressions axiales transverses. 11. Cordillère orientale. 12. Terrains paléozoïques

Fig. 109. — Coupes à travers la zone subandine dans le Pérou central, Coupe A d’après E. Koch (1962)
CR = couches rouges du Crétacé terminal et du Tertiaire, c = Crétacé (calcaire au sommet, gréseux à la base), j2-3 = Dogger et Malm (gréseux), j1 = Lias calcaire, t2 j1 = Trias et Lias calcaires, h r1 = Permo-Carbonifère essentiellement calcaire, γ = granité tardihercynien de La Merced. Pim = Paléozoïque inférieur et moyen. P∊ = Précambrien
220Nous allons maintenant étudier succinctement les structures de la partie centrale de la zone subandine entre 9° S. et 12° S., où l’on observe une nette division longitudinale en trois sous-zones sud-ouest, centrale et nord-est entre lesquelles l’intensité de la déformation décroît par paliers.
1. LA PARTIE SW DE LA ZONE SUBANDINE (9° S-12° S)
221Elle est large d’une quarantaine à une soixantaine de kilomètres, limitée au sud-ouest par la Cordillère Orientale et au nord-est par une faille raide chevauchante vers l’est-nord-est (Ham et Herrera, 1963) ; entre 11° S. et 12° S., cette faille inverse frontale semble disparaître ; au nord de 9° S, elle passe à une flexure fortement déversée vers l’est-nord-est (Koch, 1962).
222Les structures de la partie sud-ouest de la zone subandine sont des plis nord-nord-ouest-sud-sud-est à nord-ouest-sud-est, ouverts, larges de 1 à 10 kilomètres, cylindriques, toujours isopaques, avec des axes proches de l’horizontale. On n’y connaît pas de schistosité. Dans l’ensemble, ces plis sont déversés vers l’est. Les terrains les plus anciens qui affleurent dans les anticlinaux dateraient du Paléozoïque inférieur au dire des géologues pétroliers, cependant que le cœur des synclinaux est occupé par les couches rouges du Tertiaire. Les évaporites, en particulier celles d’âge jurassique, ont tendance à migrer vers l’axe de certains anticlinaux ; cette migration expliquerait selon V. Benavides (1968) les 1 720 m de sel et d’anhydrite forés à OX-7-1, 40 km au nord-est d’Oxapampa.
223Les anticlinaux sont souvent remplacés par des failles inverses très raides pour la plupart déversées vers l’est ; à leur voisinage les pendages se redressent et peuvent dépasser 70°. D’après C. K. Ham et L. J. Herrera (1963) leur rejet vertical dépasse en général 1 000 m et celui de la faille frontale de même type qui limite cette sous-zone sud-ouest vers l’est varie entre 1 300 et 5 000 m selon les points.
224Des structures analogues se trouvent bien exposées au long de la route Tingo Maria-Pucalpa, dans Je site classique du Boqueron del padre Abad, comme l’illustre la coupe A de la figure 109 tirée du travail de E. Koch (1962) ; sur cette coupe le diapirisme est absent mais plus au nord, il joue à nouveau un grand rôle jusqu’à la vallée du Maranon (5° S.) comme le montrent l’article de V. Benavides (op. cit., et diverses cartes dont la carte métallogénique du Pérou au millionième de De Las Casas et Ponzoni, 1969).
225La façon dont le raccourcissement observé en surface se traduit dans le substratum préandin est inconnue. On peut admettre que le substratum dévonien et ordovicien se déforme souplement car nous sommes ici dans la région où les structures éohercyniennes s’amortissent. Au niveau du Précambrien rigide, une solution plausible consiste à imaginer un fort écaillage du socle ; cette solution est adoptée par C. Martinez pour le Subandin de Bolivie (in Audebaud et al., 1973).
2. LA PARTIE CENTRALE DE LA ZONE SUBANDINE (9° S-12 S)
226Elle correspond aux deux vastes anticlinaux nord-nord-ouest-sud-sud-est de Shira et Vilcabamba et à la zone synclinale très plate du Pachitea qui flanque ce dernier à l’ouest (cf. coupe B, fig. 109). L’ensemble Shira-Vilcabamba est large de 30 à 80 km et s’étend longitudinalement sur plus de 350 km ; au sud d’une limite conventionnelle située vers 12° 20’ S. dans une région inexplorée, il se fond dans la Cordillère Orientale. Topographiquement, ces deux anticlinaux se traduisent par des reliefs marqués en pente douce vers l’ouest et abrupte vers l’est.
227Les anticlinaux de Shira et Vilcabamba et le synclinal du Pachitea sont des plis de fond à très grands rayons de courbure. Les anticlinaux sont fortement dissymétriques. Leurs flancs ouest-sud-ouest pendant avec 5 à 15° où sont même presque horizontaux ; Shira se termine vers le sud-sud-ouest par le vaste plateau pratiquement horizontal du Gran Pajonal ; le survol de ces régions montre de profondes vallées entaillées en canon dans les barres subhorizontales des calcaires permocarbonifères surmontés de témoins de la couverture jurassique et crétacée. Dans les flancs est-nord-est souvent faillés, les pendages peuvent dépasser 45° : sur les mosaïques photoaériennes le flanc est de Vilcabamba apparaît comme une flexure brutale qui passe à un chevauchement déversé vers le nord-est à hauteur du coude du rio Tambo (fig. 108) ; Shira est bordé presque continuellement à l’est par une faille inverse raide déversée vers le nord-est et dont le rejet vertical est de l’ordre de 1 000 m.

Fig. 110. — Schéma structural de la zone Tambo-Perené
Interprété d’après des documents pétroliers utilisés pour la carte à 1/1 000 000e du Pérou
Les flèches indiquent la direction approximative du raccourcissement
228Le substratum paléozoïque inférieur, pratiquement concordant avec le Permo-Carbonifère et donc avec le Méso-Cénozoïque, est affecté par ces plis, de même que le socle précambrien qui apparaît en boutonnière au cœur de l’anticlinal de Shira.
229Le passage de l’anticlinal de Shira à celui de Vilcabamba s’effectue au long d’une bande faillée et plissée orientée ouest-nord-ouest-est-sud-est qu’emprunte le rio Tambo. La carte interprétative de ce secteur (fig. 110 A) que j’ai dessinée à partir des maquettes inédites de la carte géologique à 1/1 000 000e du Pérou (Servicio de Geologia y Mineria) montre des failles verticales ouest-nord-ouest localisées à une bande d’une vingtaine de kilomètres de large et se relayant en échelon. Je les interprète ici comme des décrochements car :
- Elles induisent une torsion vers l’est des axes des plis situés au nord de cette bande faillée et une torsion vers l’ouest de ceux situés au sud ;
- Elles passent latéralement à des chevauchements lorsque leur direction se rapproche de nord-ouest-sud-est, et
- On connaît plus au nord (fig. 110 A) un décrochement dextre de direction nord-est qui décale l’anticlinal de Shira et serait donc conjugué de ceux de la bande faillée du Tambo.
230Ces décrochements ont joué lors du plissement et ce jeu est lié aux mêmes directions de raccourcissement orientées est-nord-est-ouest-sud-ouest ; la valeur du rejet latéral qu’ils produisent n’est pas connue car ils mettent en contact des compartiments où le plissement s’effectue de façon différente.
231Si, malgré la carence des documents cartographiques existants, on étend vers l’ouest cette interprétation basée sur des décrochements sénestres ouest-nord-ouest-est-sud-est, on obtient une image cohérente (fig. 110B). Elle explique le changement de style tectonique que l’on observe de part et d’autre de la transversale du rio Perené dans la partie sud-ouest de la zone subandine, et en particulier la disparition, au sud de ce rio, de la plupart des grandes failles inverses déversées vers le nord-est qui en sont l’une des caractéristiques les plus constantes plus au nord.
232Au nord de 9° S., la sous-zone centrale ne s’individualise que par la présence de deux secteurs plissés de direction subméridienne (fig. 108). L’un prolonge l’anticlinal de Shira vers le nord sur une cinquantaine de kilomètres et comprend le dôme qui abrite le gisement pétrolier de Ganso Azul. L’autre, situé une trentaine de kilomètres plus à l’ouest, comprend des plis d’une longueur d’onde de 10 à 20 km qui se relaient longitudinalement, et sont faiblement déversés vers l’est ; E. Koch (1962) a remarqué que les dépressions axiales de ces plis forment des alignements est-nord-est ; l’un des anticlinaux, proche du rio Aguaytia, contient un gisement de gaz important.
3. LA PARTIE NE DE LA ZONE SUBANDINE
233Selon P. Verastegui (1970), la vaste plaine amazonienne qui s’étend à l’est des reliefs de Shira et de Vilcabamba contient encore quelques anticlinaux isolés de direction moyenne nord-ouest-sud-est, faiblement déversés vers le nord-est et séparés par de vastes synclinaux plats. Vers 12° S. ces anticlinaux adoptent progressivement la direction est-ouest.
234A l’est de la plaine de l’Ucayali, dans les reliefs proches de la frontière brésilienne, on retrouve quelques plis de fond isolés, au cœur desquels affleure souvent du Crétacé ou même le substratum paléozoïque (Cerros de Contaya) ou précambrien (Serra do Môa), voir fig. 108 et fig. 109 A. Ils sont fréquemment limités vers le nord-est par des failles inverses raides qui, de toute évidence, s’enracinent sur place dans le socle, et dont les rejets verticaux atteignent 1 000 m. La plus orientale de ces structures est située au Brésil, dans le territoire d’Acre, à plus de 900 km de la fosse océanique péruvienne ; ce chiffre donne la largeur maximale des Andes péruviennes s.l.
235Signalons également les trois petits dômes alignés dans une direction nord-est-sud-ouest du rio Abujao, liés à des plugs de roches péralcalines récemment étudiées par J. Stewart (1971) et qui sont indépendants de la tectonique en compression du Pliocène.

Fig. 111. — Chronologie et style des phases andines
1. Allure et position (a) du front supérieur de schistosité et (b) de la schistosité. 2. Terrains affectés par la phase fini-crétacée. 3. Terrains affectés par la phase de l’Eocène terminal. 4. Terrains affectés par la phase miocène. 5. Terrains affectés par la phase pliocène
G. CONCLUSION
1. L’IMPORTANCE RELATIVE DES DIFFÉRENTES PHASES
236Nous avons vu que la chaîne andine résulte de la superposition de trois phases de compression relativement courtes séparées par des périodes de calme tectonique ou par des périodes de distension au cours desquelles se met en place l’essentiel des roches plutoniques et volcaniques.
237L’analyse des structures zone par zone, jointe à l’examen des discordances et aux quelques indications que donne la sédimentologie, permet de déterminer approximativement la part respective des phases du Crétacé terminal, de l’Eocène terminal-Oligocène inférieur et du Mio-Pliocène dans la construction de la chaîne andine. Le tableau de la figure 111 et les schémas structuraux correspondants à chaque phase (fig. 112) synthétisent ces informations.
- La carte 112 A dédiée à la phase fini-crétacée est celle qui apporte le plus de nouveautés. Elle montre en effet qu’un vaste massif oriental a été plissé au cours de cette phase. Rappelons que la mise en évidence de ce massif et sa datation sont dues à la découverte, au cœur de la Cordillère Orientale, de couches rouges discordantes (Mégard et Paredes, inédit ; Guevara, inédit) datées p.p. du Crétacé terminal grâce à des charophytes déterminées par L. Grambast. Dans la partie centrale de ce massif, les couches en gros concordantes du Carbonifère, du Permien, du Trias et du Lias sont assez fortement déformées au voisinage du front de schistosité et même, très localement, dans le domaine des schistes verts. La tectonique fini-crétacée a donc été beaucoup plus intense dans ce massif que dans la bande proche du Pacifique où on sait depuis longtemps qu’elle existe (G. Steinmann, 1929) mais où on ne connaît que des plis isopaques très ouverts.
- Les connaissances concernant l’extension de la phase de l’Eocène terminal-Oligocène inférieur (fig. 112 B) ont peu varié ; mais son style et son intensité sont mieux connus maintenant. Dans la Cordillère Occidentale elle apparaît clairement comme la tectogenèse andine majeure ; la synthèse d’informations éparses montre l’existence d’une « ceinture schisteuse » située au cœur d’une ceinture plus vaste à plis en chevron ; l’absence d’une tectonique de nappe au sud-ouest du dôme de Yauli et à l’inverse, la découverte de nappes replissées dans le bassin du haut rio Cañete précisent le style tectonique de la « zone imbriquée » entre 1 Io 30’ S. et 12° 30’ S. Dans la Cordillère Orientale du Pérou central, cette même phase n’apparaît plus que comme une phase mineure. Les données de E. Koch (1962) prouvent cependant qu’elle s’étend plus au nord-est puisqu’elle affecte faiblement une partie de la zone subandine.
- Les structures des phases miocène et pliocène sont indiscernables les unes des autres dans la plupart des secteurs en l’absence d’une couverture oligocène et néogène suffisamment complète, aussi ces structures ont-elles été portées sur une seule carte 112 C. Dans toute la partie nord des Hauts Plateaux et la Cordillère Orientale, cette carte est entièrement interprétative vu que l’on n’y connaît aucun affleurement tertiaire post-éocène. Rappelons aussi que l’âge « miocène » et « pliocène » des phases n’est connu que très approximativement par corrélation (cf. fig. 62). Ces réserves faites, il semble que la phase miocène ait affecté la chaîne du versant pacifique à la Cordillère Orientale, alors que la phase pliocène a exercé ses effets de la zone faîtière de la Cordillère Occidentale jusqu’à la limite externe actuelle de la chaîne (cf. fig. 109).
- La comparaison des cartes A, B et C de la figure 112 apporte des arguments nouveaux concernant la progression de la déformation vers le nord-est, donc vers les parties les plus externes de la chaîne. Il reste vrai, comme l’a notamment souligné H. Hosmer (1959), que les zones internes de la chaîne se sont plissées plus précocement et les zones externes, la zone subandine en particulier, plus tardivement. Mais la déformation n’a pas progressé régulièrement vers le nord-est. Chaque zone est en effet affectée successivement par au moins deux phases et un secteur relativement externe comme la Cordillère Orientale du Pérou central, doit l’essentiel de son raccourcissement andin à la phase fini-crétacée et non pas aux phases de l’Eocène terminal ou du Mio-Pliocène.

Fig. 112. — Cartes des structures correspondant aux phases de compression andines dans le Pérou central
2. LA GÉOMÉTRIE DES STRUCTURES ET LE RACCOURCISSEMENT
238— Le style de la déformation est simple, exception faite de quelques secteurs. Elle se manifeste dans la couverture par des plis modérés, le plus souvent kilométriques, accompagnés de grandes failles longitudinales à rejeux multiples. Dans l’ensemble les plans axiaux des plis et failles sont proches de la verticale. Dans deux zones cependant : la bordure nord-est (zone imbriquée) de la Cordillère Occidentale, et la zone subandine, les structures sont assez nettement déversées vers l’extérieur de la chaîne, c’est-à-dire vers le nord-est.
239La déformation se produit le plus souvent nettement au-dessus du front de schistosité. La schistosité est cependant présente dans deux bandes nord-est-sud-ouest dont l’une occupe la partie nord-est de la Cordillère Occidentale et l’autre la partie centrale de la Cordillère Orientale.
240Les grandes failles longitudinales ont souvent un rejet inverse fréquemment dû aux phases miocène et pliocène ou même à des mouvements quaternaires ; cependant on peut démontrer dans quelques cas qu’elles ont joué en décrochement. Il s’agit souvent de failles qui ont joué au cours de la sédimentation andine ou même de failles hercyniennes, en particulier dans la Cordillère Orientale.
241— Sur la transversale du Pérou central, le raccourcissement andin est de l’ordre de 100 km et s’effectue pour près de la moitié dans la Cordillère Occidentale s.s., où le taux de raccourcissement est de l’ordre de 40 %.
Notes de bas de page
1 Le terme de quebrada désigne une vallée encaissée, celui de canon une vallée entaillée en gorge.
2 Les couches rouges des Hauts Plateaux contenant des termes datés de l’Oligocène inférieur, j’appelle ici « tectonique de l’Oligocène inférieur » la tectonique post-couches rouges (incaïque).
3 Cf. note infraginale p. 186.
4 Les symboles F1 et F2 signifient « de phase 1 », c’est-à-dire anté-couches rouges et « de phase 2 », c’est-à-dire post-couches rouges.
5 Phase « incaïque », qui ici peut aussi bien être fini-éocène.
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