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Étude géologique des Andes du Pérou central

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François Mégard

Deuxième partie. La chaîne andine

Chapitre 6. Le plutonisme andin

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1L’importance du magmatisme andin, qu’il s’agisse de plutonisme ou de volcanisme, est l’un des traits majeurs de la chaîne. Ainsi, les affleurements de roches plutoniques couvrent à peu près un sixième de la surface des Andes, zone subandine exclue, au niveau du Pérou central.

2Les massifs qu’elles forment sont typiquement intrusifs ; les limites avec l’encaissant sont toujours tranchées ; ils se sont mis en place dans des niveaux très élevés le plus souvent exempts de schistosité.

3Tout comme le volcanisme, le plutonisme est calco-alcalin et les roches que l’on rencontre vont des gabbros aux leucogranites, les tonalites, granodiorites et adamellites constituant l’essentiel des grands corps intrusifs.

4L’expression la plus marquante du plutonisme andin est le batholite côtier, qui est lié génétiquement à sa couverture volcanique, mais on notera que les massifs de petite dimension qui lui succèdent plus à l’est sont génétiquement liés aux riches minéralisations de plomb, zinc et cuivre du Pérou central et donc d’un grand intérêt économique.

A. LE PLUTONISME ANDIN AU LONG DE LA COTE CENTRALE

5Je mentionnerai pour mémoire les intrusifs de la zone côtière au sud de 13° 30’ S., que divers auteurs dont E. Bellido (1969) considèrent d’âge jurassique. Cette présomption est basée sur la similitude de la minéralisation de fer liée à ces diorites et granodiorites avec celles de la Cordillère de la côte du Chili, où les intrusions sont datées isotopiquement du Jurassique (Ruiz et col., 1965) et sur l’âge K/Ar jurassique d’une granodiorite d’Atico, située sur la côte sud-péruvienne par 16° 10’ S.

6Dans le bourrelet côtier d’Ica-Nazca, on sait seulement que ces massifs se sont mis en place avant la transgression de la base de l’Eocène supérieur.

7Ils mériteraient une étude approfondie car l’existence d’un plutonisme atectonique est un argument important en faveur du fonctionnement d’un plan de Benioff au Jurassique.

8Au nord de 13° 30’ S., la zone côtière est très étroite et les intrusions que l’on y relève sont des apophyses du grand batholite côtier.

B. LE BATHOLITE COTIER

9Le batholite côtier du Pérou dit aussi « andin », n’est que l’un des éléments de l’immense ceinture plutonique andine que l’on peut suivre plus ou moins continûment du Venezuela jusqu’à la Terre de Feu et qui trouve son homologue en Amérique du Nord dans le batholite ouest-américain et canadien. Il est particulièrement bien exposé dans le Pérou central, où il fait l’objet d’une étude systématique de la part d’un groupe de chercheurs anglais groupés autour de W. S. Pitcher. Leurs premiers résultats, récemment publiés (Cobbing et Pitcher, 1972) traitent du batholite entre 10° 30’ S. et 11° 30’ S. et constituent la première étude sérieuse de sa partie centrale depuis le travail pétrographique de P. Bearth (1938). Le court exposé qui suit est tiré pour l’essentiel de cet article de E. J. Cobbing et W. S. Pitcher et de l’exposé de R. Capdevila sur le plutonisme andin dans l’article de E. Audebaud et al. (1973).

  • 1 L’essentiel des déterminations d’âge isotopiques effectuées jusqu’à présent au Pérou l’ont été sur (...)

10Le batholite côtier, qui est de loin le pluton andin le plus important en volume, est un assemblage d’intrusifs très différents tant par leur forme, leur composition que leurs dimensions, mis en place au cours de pulsations magmatiques successives qui, sur la transversale du rio Huaura par exemple (fig. 113), se placeraient entre 76 ± 3 MA et 33 ± 1 MA selon les déterminations de J. W. Stewart et N. J. Snelling (1970)1.

1. LA NATURE PÉTROGRAPHIQUE ET L’ORGANISATION DU BATHOLITE DU PÉROU CENTRAL

11Les types pétrographiques vont des gabbros à olivine et deux pyroxènes à des granites potassiques, les plus répandus étant les tonalites et les adamellites comme le montrent les pourcentages relatifs des surfaces occupées :

12Les granitoïdes de composition intermédiaire l’emportent donc nettement. Par ailleurs, comme le note R. Capdevila les caractéristiques minéralogiques — orthopyroxènes, plagioclases très calciques, orthoses très perthitiques lorsqu’elles sont présentes — dénotent d’une part une mise en place à haute température et d’autre part l’appartenance à une série calco-alcaline que confirment les quelques analyses chimiques disponibles (Bearth, op. cit. et Jenks et Harris, 1953, dans le sud du Pérou).

Fig. 113. — Le batholite côtier sur la transversale du rio Huaura, d’après la carte de J. Lynch et P. Scott, in E. J. Cobbing et W. S. Pitcher (1972)
I. — Cranitoïdes. Ils sont numérotés de 1 à 9 dans un ordre inverse à celui de leur mise en place. 1. Adamellite de Capas. 2. Adamellite de Sayan. 3. Granophyre de San Jeronima. 4. Adamellite de Puscao. 5. Granodiorite de la Mina. 6. Adamellite de Humaya. 7. Tonalites, adamellites et diorites de Santa Rosa. 8. Tonalite et diorite de l’unité de Paccho. 9. Gabbros et diorites. Entre deux vastes massifs en feuillets (9 et 7 + 6), s’est mis en place plus tardivement, le complexe circulaire de Sayan.
II. — Encaissant. Une partie des terrains encaissants (10), volcaniques et volcanosédimentaires, d’âge Crétacé à Tertiaire, est vraisemblablement contemporaine de la mise en place du batholite

13Les différents massifs qui composent le batholite se sont mis en place dans un ordre régulier, des plus basiques, qui sont aussi les plus anciens, aux plus acides, qui sont les plus récents.

14La disposition spatiale des différentes unités reflète ces mises en place successives (fig. 113). Les gabbros et les diorites constituent des massifs isolés, de dimensions relativement faibles (ordre de 50 km2) situés en bordure du batholite ou à son toit ; au sein des unités plus récentes et plus acides, ils affleurent aussi sous forme de septa qui représentent des segments effondrés du toit. Les tonalites, les granodiorites et certaines adamellites qui leur sont associées constituent des massifs en feuillets dont la longueur et la largeur peuvent dépasser respectivement 50 km et 15 km ; ils sont allongés parallèlement à l’axe du batholite par rapport auquel ils sont disposés en gros symétriquement. Le reste des adamellites et les rares granites francs participent à des complexes annulaires qui jalonnent l’axe ; ce sont des intrusions à bords verticaux, qui en plan sont arquées et souvent concentriques ; elles sont fréquemment séparées les unes des autres par des septa verticaux de matériel gabbroïque ou dioritique souvent fortement altérés et localement mylonitisés : ceci évoque une mise en place par cauldron subsidence. Le cauldron subsidence, la présence de cone sheets porphyritiques fermés vers le bas avec un angle au sommet de 30 à 40° et centrés sur l’axe du complexe annulaire et la présence de cheminées de tufs bréchiques contemporaines du complexe sont autants d’arguments pour interpréter chaque complexe annulaire comme la partie profonde d’un vaste édifice volcanique aujourd’hui érodé.

15Ces complexes annulaires sont enfin intrudés par des massifs de forme irrégulière comme l’adamellite de Sayan (fig. 113) ou presque circulaire comme l’adamellite de Cañas.

16D’un point de vue géométrique, les contacts entre les différentes grandes unités sont tranchants et le plus souvent proches de la verticale. Dans certaines unités cependant, on peut voir le passage de ces bordures raides à un toit presque plat.

17Cette belle régularité des mises en places successives, dans le temps et l’espace, n’est tout de même pas aussi accomplie qu’il paraît à première vue : certains complexes annulaires centraux sont intrudés par les tonalites en feuillets latéraux. Il apparaît donc, comme le notent Cobbing et Pitcher, que « les complexes annulaires, dans ce segment du batholite, se sont formés tout au long de sa mise en place », c’est là un résultat important pour l’étude des relations plutonisme-volcanisme.

2. LES RELATIONS DU BATHOLITE ET DE L’ENCAISSANT, SON ÂGE

18Le batholite est très franchement intrusif dans les séries crétacées ou tertiaires de son enveloppe. Il y détermine une auréole de métamorphisme particulièrement étroite, puisque souvent elle ne dépasse pas quelques mètres, elle peut être plus importante dans les enclaves, comme c’est le cas pour la vallée du Santa Eulalia (cf. p. 164).

19La majeure partie du batholite est clairement postérieure à la phase de plissement du Crétacé terminal, puisqu’elle n’est pas déformée et recoupe des structures à schistosité et plis en chevron de cette phase (Santa Eulalia, est de Barranca et zone de Nazca, cf. p. 161-164) ; peut-être la foliation localement observées à la bordure ouest de la tonalite de Santa Rosa, datée à 76 ± 3 MA doit-elle être considérée comme une manifestation tardive de la compression du Crétacé terminal.

  • 2 De ce fait ces ignimbrites sont fini-éocènes et la surface sans doute est « éocène ».

20Les relations du batholite avec la couverture volcanique du Crétacé terminal et du Tertiaire (fm. Calipuy de Cobbing et Garayar, 1972) posent plus de problèmes. En effet, il est vraisemblable que certaines parties de cette couverture sont liées génétiquement avec tel ou tel des complexes annulaires quoique aucune relation directe n’ait pu être prouvée. On retrouve là l’idée de W. Hamilton (1969), reprise par W. R. Dickinson (1970), selon laquelle les épanchements volcaniques intermédiaires et acides forment la partie supérieure d’un complexe magmatique unique dont les batholites sont les éléments plus profonds. Les intrusions plus récentes qui gomment partiellement ou intégralement ces complexes annulaires sont par contre intrusives dans les volcanites et même parfois postérieures aux plis très amples de la phase « miocène » qui déforme ces volcanites. Par ailleurs, au sud de la vallée de Lurin, le bord nord-est du batholite est recoupé par une surface d’érosion régulière vers 3 000 m d’altitude, puis recouvert par des tufs ignimbritiques semblables à ceux de Nazca-Puquio et de la frontière peruano-chilienne ; si on accepte les corrélations que j’ai proposées dans la figure 60 entre les volcanites du Pérou central et du sud du Pérou, on admet que la bordure est du batholite est antérieure à la surface d’érosion « miocène ».2

21En résumé la mise en place du batholite a commencé au Crétacé terminal et s’est terminée au cours du Miocène. Les âges radiométriques préliminaires de Stewart et Snelling répartis entre 100 MA et 10 MA, c’est-à-dire entre le Turonien et la fin du Miocène, cadrent à peu près avec ces données géologiques.

3. LE MODE DE MISE EN PLACE DU BATHOLITE, LE PROBLÈME DE L’ESPACE

  • 3 C’est sans doute le cas, du moins dans le sud du Pérou, d’après les renseignements donnés par la s (...)

22La mise en place d’un volume de roches intrusives aussi important que le batholite côtier pose le problème de la nature antérieure de l’espace qu’il occupe, même si l’on admet qu’il possède un plancher et que son épaisseur actuelle n’excède pas 7 km en moyenne comme celle du batholite de Californie.3 Il y a certes, comme le montrent Cobbing et Pitcher, des cas d’engloutissement dans le magma de blocs appartenant à l’encaissant, soit par piecemeal stoping, soit par cauldron subsidence, et des cas de métasomatose mais ces phénomènes ont une importance secondaire et ne sauraient procurer l’espace nécessaire car selon eux, il n’y a pratiquement pas de contamination du batholite par les roches encaissantes. Aussi, Cobbing et Pitcher pensent-ils qu’une grande part de l’espace nécessaire a été créé par le soulèvement en vaste anticlinal (up-doming) de la couverture volcanique tertiaire et secondairement par l’action de décrochements conjurés orientés 30 à 70 et 100 à 120, qui fourniraient des zones de faiblesse permettant l’introduction du magma et donc le stoping ; ils acceptent comme corollaire l’existence d’un régime de compression pendant toute la mise en place du batholite (op. cit., p. 447-448). Cependant, le vaste anticlinal de ces auteurs ne semble pas avoir une flèche importante si l’on en juge par leur coupe du batholite et de sa couverture ; par ailleurs, les métasédiments que l’on retrouve en enclaves ou septa dans le batholite semblent appartenir aux séries crétacées connues de part et d’autre et non pas à des séries plus anciennes ; aussi bien l’espace créé par ce mécanisme est très loin, dans le cas du Pérou, d’avoir l’ordre de grandeur nécessaire, que le batholite ait un plancher ou non. Une autre objection concerne le régime de compression dont s’accommode mal le volcanisme contemporain du batholite.

23Aussi je suis favorable avec R. Capdevila (in Audebaud et al., 1973) à l’hypothèse d’une mise en place en distension, où le problème de l’espace trouve une solution dans une ouverture de l’écorce évidemment comblée au fur et à mesure par la montée de matériel volcanique en surface et de matériel plutonique en profondeur. Cette hypothèse rend mieux compte, en particulier, de la disposition longitudinale des grands massifs en feuillets et des calderas ; de plus elle n’empêche pas que dans le détail le magma ait utilisé pour s’introduire des réseaux de failles conjuguées formés en compression antérieurement à l’intrusion et jouant ensuite en distension. Néanmoins les précisions qu’apportent Cobbing et Pitcher sur les âges relatifs des grands massifs de tonalites en feuillets symétriques par rapport à l’axe du batholite, prouvent que ces massifs ne sont pas contemporains. Ceci ne permet plus d’imaginer un mécanisme d’ouverture et de remplissage symétrique à partir des « épontes » de l’espace créé par la distension, comme Capdevila le proposait (in Audebaud et al., 1973). On peut par contre proposer le mécanisme qu’illustre la figure 114 où l’ouverture commence à l’est et se traduit d’abord par des appareils volcaniques alignés nord-ouest-sud-est qui évoluent en donnant des calderas avec ring dykes, puis des dykes avec des points d’émission secondaires, et ensuite par la montée progressive des masses intrusives qui en se refroidissant soudent la zone de distension, provoquant sa migration vers le sud-ouest. Une première répétition de cette évolution avec à sa fin une migration de la zone d’ouverture vers la partie centrale du batholite expliquerait la mise en place des tonalites en feuillet de la partie sud-ouest, puis celle des complexes annulaires axiaux et des intrusions circonscrites qui les recoupent. La fin de la mise en place du batholite pourrait coïncider avec la phase de compression miocène qui arrêterait le processus d’ouverture.

24Numériquement, cette hypothèse de distension n’a rien d’impossible : elle implique seulement, sur une transversale comme celle de Sayan, une ouverture maximale de 40 km en 40 millions d’années, soit de 1 mm par an.

Fig. 114. — Schéma illustrant une hypothèse de mise en place du batholite côtier sous sa couverture volcanique cogénétique au cours d’un épisode de distension

4. L’ORIGINE DU BATHOLITE

25Le batholite est toujours franchement intrusif dans l’encaissant et il s’est mis en place dans un niveau très élevé de la croûte, nettement au-dessus du front de métamorphisme andin et à proximité ou au-dessus du front de schistosité. Capdevila note qu’ « une mise en place dans un niveau aussi élevé exclut une origine par anatexie humide de la partie moyenne de la croûte sialique au cours du métamorphisme régional » car un tel processus donne des granites ayant une faible possibilité d’ascension ; cette mise en place entraîne à l’inverse « que le magma devait être surchauffé et anhydre à l’origine et par conséquent qu’il a été engendré dans une zone très profonde au niveau de la base de la croûte sialique ou en-dessous d’elle ». Cobbing et Pitcher (op. cit., p. 446) arrivent à des conclusions très semblables.

26On trouve d’autres arguments qui appuient cette conception (1) dans la composition moyenne des roches du batholite, qui devrait être plus acide s’ils avaient une origine purement sialique ; (2) dans la présence de roches d’origine évidemment profonde comme les gabbros à olivine et deux pyroxènes ; (3) dans les premiers rapports initiaux Sr86/Sr87 calculés par Stewart et Snelling pour des roches du batholite et qui s’établissent entre 0,704 et 0,708 (in Cobbing et Pitcher, p. 455).

27Une origine par fusion d’une plaque océanique pacifique s’engloutissant sous le bord ouest de la plaque continentale sud-américaine ne s’oppose pas à ce que nous venons de constater. Elle s’accommode bien en particulier de la linéarité du batholite, qui a l’échelle du Pérou, est relativement indépendant des zones structurales, et de sa localisation à une distance fixe de la fosse océanique.

C. LE PLUTONISME ANDIN AU NORD-EST DU BATHOLITE COTIER, DANS LA CORDILLÈRE OCCIDENTALE ET SUR LES HAUTS PLATEAUX

28Une fois passé le bord externe du batholite, les manifestations du plutonisme andin décroissent rapidement vers le nord-est.

29Les intrusifs occupent encore des surfaces importantes dans la partie nord-est de la Cordillère Occidentale, mais sur les Hauts Plateaux leur nombre et leurs dimensions diminuent très vite. Il s’agit là encore de roches franchement intrusives que l’on peut classer en :

  • Massifs circonscrits grenus de composition intermédiaire à acide ;
  • Intrusions subvolcaniques liées au volcanisme tertiaire ;
  • Dykes, sills, laccolites et stocks basiques.

1. LES MASSIFS CIRCONSCRITS GRENUS DE COMPOSITION INTERMÉDIAIRE À ACIDE

30Ils sont situés pour la plupart dans la Cordillère Occidentale. L’érosion ne les a pas encore totalement dégagés et ils constituent rarement des reliefs positifs marqués. Les quelques massifs de ce type localisés dans les Hauts Plateaux se dressent par contre spectaculairement au-dessus de la surface Puna. Ces massifs ont une forme en pain de sucre ou en dos de baleine : leur toit est ondulé et proche de l’horizontale, leurs flancs sont très raides, leur section est arrondie ou ovale et leur plus grand diamètre dépasse rarement 15 km.

31Ce sont des diorites, granodiorites, tonalites et monzonites quartzifères. Elles se sont mises en place à un très haut niveau en recoupant franchement l’encaissant qui souvent, n’est constitué que par les volcanites plissées de l’Oligocène et du Néogène ; elles induisent dans ces laves et pyroclastites un métamorphisme de contact faible mais par contre sont souvent entourées d’un vaste halo riche en oxydes de fer et dû à l’altération hydrothermale. Ceux de ces massifs qui recoupent des calcaires mésozoïques ou les couches rouges du Crétacé terminal-Eocène y produisent, parfois sur plusieurs centaines de mètres, une marmorisation avec néoformation de silicates : grenat, diopside, amphiboles de la série trémolite/actinote, épidote, wollastonite, scapolite (stocks de Morococha, Tuyujuto, Tunshu, Yauricocha, Huacravilca...). Localement on a de véritables skarns qui peuvent être minéralisés en pyrite et chalcopyrite, comme à la mine « Manon » située en bordure du stock du Tuyujuto (12° S., 76° W.). Dans de nombreux cas, des mines importantes à minéralisation de plomb, zinc et cuivre, sont localisées au pourtour de ces intrusifs et liées au métamorphisme de contact et aux phénomènes hydrothermaux postérieurs ; c’est le cas en particulier des mines de Morococha et Yauricocha (cf. U. Petersen, 1965 et vol. Jub. de la Cerro de Pasco Corp., 1970).

1.1. ÂGE

32Ces massifs sont postérieurs au plissement des volcanites. Par ailleurs divers âges radiométriques y ont été mesurés par la méthode au K/Ar : ainsi le massif dioritique de Surco dans la vallée du rio Rimac, donne 18 ± 1 MA et les monzonites quartzifères de la zone de Yauricocha (12° 20’ S., 75° 42’ W.), 6,9 ± 0,4 MA selon B. J. Giletti et H. W. Day (1968). Notons aussi les âges K/Ar très récents (3 MA à 12 MA) mesurés par ces mêmes auteurs et par J. Stewart et N. Snelling (1972) pour le batholite granodioritique de la Cordillère blanche.

33Ces données géochronologiques cadrent assez bien avec les données, issues de corrélations à grande distance, sur les volcanites et l’âge de leur plissement.

1.2. MODE DE MISE EN PLACE

34Là encore se pose le « problème de l’espace ».

35Dans la plupart des cas, les processus de stoping et d’’assimilation ont dû jouer un rôle car on n’observe aucun effet mécanique important sur l’encaissant ; celui-ci est parfois bréchifié sur quelques mètres en particulier au toit de l’intrusion, et cette fragmentation facilite l’individualisation de petites enclaves qui sont vraisemblablement assimilée très rapidement.

36Sur les Hauts Plateaux on note deux cas typiques d’intrusions forcées. Le petit stock granodioritique à tonalitique du Huacravilca (fig. 115) rebrousse à la verticale la couverture mésozoïque de sa bordure est et nord-est et semble dévier de leur direction un synclinal et un anticlinal alors qu’à son bord ouest il envoie une apophyse dans les mêmes séries transformées de ce côté en marbres à grenat et peu déformées. Le cas du Cerro Huacra (pl. X, 3) est encore plus typique. Tel un diapir cylindrique, ce petit stock de porphyre dioritique repousse vers l’extérieur les couches rouges à faible pendage sud-est dans lesquelles il s’est introduit, provoquant la formation à son pourtour d’une couronne de strates subverticales. On peut se demander si les porphyres du Huacra ne remplissent pas une cheminée volcanique.

planche ix
tectonique andine dans la cordillère orientale. — 1. Plis disharmoniques dans les calcaires triasico-liasiques du synclinorium de Ricran vers l’Hacienda Huari (12° 5’ S). Vue vers le sud. 2. Schistosité andine fortement oblique par rapport aux bancs dans le Pennsylvanien de l’anticlorium de Comas-Tambo (route d’Andamarca après le Col de Shaihua, 11° 40’ S). Le plan de la photographie est horizontal. Le manche du marteau indique le plan de chistosité granitoïdes andins. — 3. Intrusion « diapirique » du Cerro Huacra, 40 km au sud de La Oroya. Les porphyres dioritiques ont rebroussé à la verticale les couches rouges encaissantes où les pendages étaient faibles et ont provoqué la formation d’un synclinal semi-circulaire. Photo aérienne.

Fig. 115. — Plug granodioritique du Huacravilca (angle sw de la feuille de Huancayo)
1. Granodiorite et adamellite. 2. Série calcaire du Crétacé moyen et supérieur. 3. Grès supérieur du Néocomien. 4. Calcaires médians du Malm ( ?). 5. Grès inférieur du Malm ( ?). 6. Calcaires liasiques

37Quelques intrusifs de ce groupe sont clairement liés au volcanisme ; c’est le cas de la monzonite quartzifère de Cerro de Pasco (cf. N. Rivera, 1970) qui intrude le remplissage pyroclastique d’une cheminée volcanique de 3 km de diamètre ; elle se met en place sous forme (1) d’un dyke périphérique minéralisé de plusieurs centaines de mètres de large et (2) de dykes est-ouest de quelques dizaines de mètres de puissance, dont certains sont albitisés postérieurement à la minéralisation. Celle-ci (Pb, Zn, Cu) semble liée à l’intrusion quartzo-monzonitique principale. Selon W. C. Lacy (1953) il en serait de même à Raura, situé au faîte de la Cordillère Occidentale par 10° 30’ S.

1.3. ORIGINE

38La composition calcoalcaline de ces intrusifs, ainsi que leur mise en place bien au-dessus du front de schistosité, sont en faveur d’une origine profonde. Ils sont vraisemblablement montés à la manière de « bulles » et sur les coupes générales il semble plus logique de les dessiner comme des gouttes renversées n’ayant pas de racines que de les lier avec un vaste batholite sous-jacent.

2. LES DYKES, SILLS, LACCOLITES ET LES PLUGS SUBVOLCANIQUES INTERMÉDIAIRES À ACIDES

39Ces intrusions de moyenne ou petite dimension, sont les intermédiaires entre les massifs grenus et les épanchements volcaniques.

40Les types pétrographiques rhyolitiques à dacitiques prédominent mais peuvent aller jusqu’à des termes andésitiques ; les textures porphyritiques sont fréquentes.

Fig. 116. — Laccolite rhyolitique, 41 km au SE de La Oroya, dans les couches rouges (1) et le Crétacé supérieur calcaire (2)

41Leur mode de gisement est très variable. Sur les Hauts Plateaux les plugs sont les plus fréquents, mais on connaît aussi des laccolites comme celui de la figure 116, qui se comporte vis-à-vis de sa couverture comme un bouton à demi enfoncé dans une boutonnière ; à quelques centaines de mètres de là, des roches de même composition affleurent sous forme de dômes. Sur la feuille de Huancayo par 12° 25’ S. et 75° 20’ W. (Mégard, 1968) on observe également un dôme en « chou-fleur » avec de remarquables diaclases courbes parallèles aux bords et au toit ; il est rhyolitique à granitique selon les points et semble s’être mis en place sous des tufs volcaniques qui mesuraient au maximum 200 à 300 m. Dans les volcanites de la Cordillère Occidentale et de la partie sud des Hauts Plateaux, on observe toutes les formes d’intrusions possibles étroitement associées au volcanisme dont elles représentent l’une des expressions. Les dômes et dômes-coulées sont fréquents dans le volcanisme tardif, post-plissement pliocène, baptisé Heru par H. Salazar (cf. Mégard, 1968). On peut ranger parmi ces dômes celui du Pumaranra, formé de dacites légèrement bréchiques et situé dans la partie centre-sud de la feuille de Yauyos (fig. 117).

Fig. 117. — Dôme-coulée du Pumaranra, dans les séries volcano-détritiques plissées du Tertiaire supérieur

42Certains de ces intrusifs sont minéralisés dans la Cordillère Occidentale, aux environs de Casapalca par exemple (mine Rosita). A la bordure nord-est des Hauts Plateaux, les porphyres rhyolitiques de Chanchamina, 10 km au nord-ouest de Tarma, causent une minéralisation vraisemblablement hydrothermale riche en or dans les calcaires du Trias et du Lias. Plus au nord-ouest, les porphyres analogues de La Cima et de Chichausiri, alignés avec celui de Chanchamina dans la direction andine, ne sont pas minéralisés.

43Dans l’ensemble on peut considérer que tous ces intrusifs subvolcaniques sont contemporains du volcanisme andin, c’est-à-dire d’âge éocène terminal à pliocène.

3. LES DYKES, SILLS ET LACCOLITES BASIQUES

44Ce sont des basaltes, diabases et dolérites mentionnés par tous les auteurs dans le Mésozoïque et l’Eocène des Hauts Plateaux, où elles sont particulièrement abondantes dans le Crétacé inférieur et moyen et qui sont également présents dans la partie nord-est de la Cordillère Occidentale.

45Ces roches n’ont cependant jamais fait l’objet d’une étude systématique, mais J. V. Harrison (1943, 1956 b) a examiné la composition minéralogique d’un certain nombre de dykes et sills sur les Hauts Plateaux. Il s’agit d’une part de dolérites à olivine et d’autre part de roches à déficit de silice qui sont des basanites et teschenites à analcime, olivine plus ou moins serpentinisée et augite. De mon côté, j’ai également récolté des dolérites à olivine et une wehrlite ; cette dernière provient de l’angle nord-ouest de la feuille de Yauyos (12° S., 76° W.). L’âge de ces dykes, sills et laccolites, n’est pas connu avec précision, mais il est clair dans la partie sud-ouest des Hauts Plateaux que certains d’entre eux ont été déformés par la phase de l’Eocène terminal. Ainsi dans la partie centrale de la feuille de Huancayo, un sili doléritique est plissé dans un synclinal andin dont les flancs pendent à 45° et 50° (fig. 118). Ce sili se rattache à un plug qui a clairement ancré la couverture mésozoïque lors du plissement, provoquant la formation d’un anticlinal axé sur le plug ; lorsqu’il arrive contre le plug, l’axe de l’anticlinal passe de l’horizontale à la verticale et se trouve ainsi décalé de plusieurs centaines de mètres verticalement.

Fig. 118. — Plug (1’) nourrissant un sill (1) doléritique.
Le sill a été plissé en synclinal cependant que le plug a ancré la couverture lors du plissement. (2) représente une couche du sommet du Lias

46Le stock du Mishipanahui (11° 21’ S., 76° 19’ W.), dans lequel J. V. Harrison (1956 6) décrit des gabbros à hypersthène contenant toujours un peu de feldspath potassique et de la biotite brune, peut se rattacher pétrographiquement aux roches basiques des dykes et sills. Cependant, il ne semble pas connecté à ces derniers et selon la carte de Harrison, recoupe des volcanites postérieures au plissement de l’Eocène terminal.

47L’ensemble de ces corps basiques représente un volume assez important, ils ne semblent pas liés aux grandes phases d’intrusion ni de volcanisme et leur origine reste à étudier.

D. LE PLUTONISME ANDIN DANS LA CORDILLÈRE ORIENTALE

48L’âge d’une grande partie des intrusifs de la Cordillère Orientale reste mal connu (cf. p. 89-93). Nous étudierons rapidement ici ceux qui recoupent des terrains andins et dont l’âge andin est ainsi prouvé et les éléments les plus récents, vraisemblablement andins, des batholites complexes (cf. fig. 33). Tous ces massifs andins présentent une caractéristique commune : l’absence de déformation pénétrative hors du voisinage de quelques grands accidents, mais nous savons que cette condition, quoique nécessaire, n’est pas suffisante pour affirmer qu’un granite est andin.

49L’anticlinorium de Tarma-Huancayo-Kichuas ne contient pratiquement aucun intrusif andin. En effet, ceux-ci sont pour la plupart situés dans le synclinorium de Ricran et l’anticlinorium de Comas-Tambo dont les parties centrale et nord-est abritent des batholites complexes en partie andins.

1. LES MASSIFS CIRCONSCRITS

1.1. LES MASSIFS HOMOGÈNES DE PETITE TAILLE

50Il s’agit d’une part de microdiorites ophitiques, d’autre part de plugs de composition dioritique à tonalitique et de quelques petits massifs basiques.

51Les microdiorites ophitiques sont des roches de teinte verte constituées de cristaux de clinopyroxène, autour desquels s’ordonnent les lattes des plagioclases ; elles contiennent parfois un peu de biotite. Je les ai toujours rencontrées au cœur du synclinorium de Ricran, associées aux séries calcaires du Lias, du Trias ou du Pennsylvanien, dans lesquelles elles forment des dykes, sills et plugs dont la dimension maximale ne dépasse pas le kilomètre. Elles sont particulièrement fréquentes entre Tapo et Maco, dans l’angle sud-est de la feuille de Tarma (11° 30’ S.) et dans la vallée du rio Mantaro par 12° 45’ S. et 74° 30’ W. Elles sont postérieures à l’essentiel des mouvements andins, car elles se mettent en place dans des zones intensément tectonisées à l’Andin mais ne semblent pas déformées (cf. fig. 108).

52Des plugs de composition variée, les plus fréquents étant dioritiques à tonalitiques, recoupent à l’emporte-pièce les séries andines en particulier dans le synclinorium de Ricran ; ainsi les cartes de Pampas (Guizado et Landa, 1965) et de Huancavelica (Narvaez et Guevara, 1968) montrent des petits massifs de diorite, monzonite et gabbro recoupant des failles inverses qui semblent avoir encore joué au Mio-Pliocène. Ces plugs auraient donc des âges pliocènes comparables à ceux des massifs de la partie nord-est de la Cordillère Occidentale.

53Dans l’anticlinorium de Comas-Tambo, les petits massifs circonscrits sont plus rares ; ils sont intrusifs dans des séries du Pennsylvanien et du Permien inférieur plissées souvent avec schistosité au Crétacé terminal. Ce sont notamment des granites à muscovite (route Comas-Satipo) et des diorites (partie nord-est de la feuille de Pampas).

54On connaît aussi dans cet anticlinorium de petits massifs de roches basiques et ultrabasiques qui semblent associées aux grandes failles longitudinales et seraient d’origine profonde. L’un d’eux, que j’ai découvert, affleure 7 km à l’ouest-sud-ouest de San Ramon, sur la rive gauche du rio Tarma (au long de la quebrada Tigrillo). Ce massif est en contact faille avec le Lias et situé à proximité de la grande faille inverse qui borde au nord-est le massif précambrien de Maraynioc (cf. fig. 36 A). Il comprend des péridotites très serpentinisées à pyroxène (diallage ?) partiellement transformé en actinote, à hornblende brun clair et à biotite rouge, recoupées par des leucogabbros à gros grain. De son côté, J. P. Bard a observé des cortlandites à proximité de la faille qui borde au nord-est le massif précambrien de Huaytapallana et J. V. Harrison (1951 a, p. 61) signale des gabbros à proximité de la faille de Toctuga (cf. fig. 37). Enfin, j’ai échantillonné à Mazamari, 20 km au sud-est de Satipo, un gros bloc de syénite à fayalite provenant du flanc oriental de l’anticlinal de Comas. Dans l’ensemble ces roches sont peu déformées et certaines, comme les gabbros de J. V. Harrison, recoupent clairement des structures andines. En attendant une étude plus détaillée, il semble logique de les considérer comme des roches andines montées au long des grandes failles longitudinales de la Cordillère Orientale, failles qui atteindraient donc la base de la croûte sialique.

1.2. LES MASSIFS HOMOGÈNES DE GRANDE TAILLE

55Ce sont essentiellement des granites à gros grain, de couleur rosée, qui contiennent de faibles quantités de biotite et parfois de hornblende. Ils sont nettement allongés dans le sens nord-ouest-sud-est et parfois groupés comme au sud de 12° S. Le massif de Rumichaca près de Huachon (10° 30’ S.) et celui de Villa Azul, sur la feuille de Pampas (vers 12° 15’ S. et 74° 45’ W.) en sont de bons exemples : ce dernier mesure 50 km de long par 8 km de large. Ce massif de Villa Azul et celui de Cobriza situé à 15 km plus au sud-est ont tendance à être stratiformes ; ils appartiennent à un essaim de stocks granitiques de direction nord-est-sud-ouest que l’on suit depuis 12° S. jusqu’à 13° S. Leur métamorphisme de contact est un métamorphisme banal à andalousite, sauf à Cobriza où une bande calcaire intercalée dans les schistes pennsylvaniens a été transformée en marbre à grenat, diopside, actinote, épidote, scapolite, ... ; presque simultanément une minéralisation riche en fer (pyrrhotine) et en cuivre (chalcopyrite) et exploitée pour ce dernier minéral (Petersen, 1965) s’est installée dans ces marbres.

56Les relations avec l’encaissant permettent dans quelques cas de préciser l’âge de ces massifs granitiques. On sait que tous recoupent des terrains andins plissés lors de la phase du Crétacé terminal. De plus, un granite de l’essaim de Villa Azul est recouvert en discordance par des couches rouges très semblables à celles de Tambo qui sont datées du sommet du Crétacé : il s’agit donc d’un granite post-tectonique associé à la phase du Crétacé terminal ; cette conclusion peut vraisemblablement être étendue à d’autres granites de l’essaim, celui de Villa Azul en particulier, qui est coiffé en discordance par des conglomérats identiques à ceux de la partie médiane des séries oligo-miocènes de Huanta. Notons cependant que dans cette même région le massif rhyolitique de Chinchin, situé sur le contact entre la Cordillère Orientale et le bassin tertiaire d’Ayacucho, intrude à la fois le Paléozoïque supérieur et l’Oligo-Miocène.

1.3. LES MASSIFS HÉTÉROGÈNES

57Ce sont essentiellement les massifs de Sacsacancha et Talhuis décrits par J. Paredes sur la feuille de Jauja (1972) et qui sont traversés par la route Concepcion-Comas-Satipo. Comme dans le batholite côtier, la séquence de mise en place commence par des précurseurs basiques suivis de tonalite et d’andamellites. Ces massifs sont disposés en feuillets allongés dans la direction andine et ils sont recoupés tardivement par des porphyres quartzifères qui affleurent en lames souvent longues de plusieurs dizaines de kilomètres et larges seulement de quelques centaines de mètres à un kilomètre.

2. LES ÉLÉMENTS ANDINS DES BATHOLITES COMPLEXES

58L’identification de ces éléments ne pose pas de problème lorsqu’ils se trouvent en relation directe avec des séries andines : c’est le cas du granite de Carrizal qui affleure largement sur la route Concepcion-Satipo ; ce granite leucocrate à gros grain, à biotite et amphibole, recoupe en effet des granites foliés qui seraient hercyniens ou précambriens et des schistes pennsylvaniens plissés à l’Andin.

59Dans les autres cas, j’attribue au plutonisme andin des lames de granite clair, parfois monzonitique, à grain moyen ou fin, qui se sont mis en place sous forme de lames ou de feuillets dans des zones faillées vraisemblablement en cours de distension (cf. carte à 1/500 000e). Ces zones faillées ont rejoué postérieurement, provoquant la formation de couloirs mylonitiques. Il faut cependant être prudent quant à la valeur de ces critères, car nombre de granitoïdes frais, non déformés à l’échelle de l’échantillon ou de la lame mince, dont initialement nous avions tendance à faire des granitoïdes andins, sont en fait hercyniens, puisqu’on les retrouve en galets dans le Permien supérieur.

3. CONCLUSION

60Les granitoïdes andins de la Cordillère Orientale présentent quelques caractères originaux, parmi lesquels l’abondance relative des vrais granites et l’association de certains granitoïdes andins et préandins au sein de vastes complexes batholitiques.

61Leur origine pose ici des problèmes particuliers : l’hypothèse d’une origine profonde s’accommode bien de la composition dioritique et tonalitique de massifs comme ceux de Sacsacancha ou Talhuis et de celle des petits plugs isolés. Par contre, l’abondance des produits authentiquement granitiques dans des stocks de grande dimension comme celui de Villa Azul rend vraisemblable la participation de produits de fusion de la croûte sialique dans la formation de ces massifs. Par ailleurs on note que tous ces granitoïdes se mettent en place, là encore, à un niveau élevé de la croûte, situé sous le front de la schistosité andine mais à sa proximité, et qu’ils sont franchement intrusifs. Dans l’ensemble, tous ces granitoïdes sont donc très franchement allochtones et une origine profonde paraît la plus probable.

62Comme partout ailleurs se pose un problème d’espace. Une fois de plus, nous évoquerons l’action du stoping et de l’assimilation qui joue indéniablement un grand rôle. Les effets mécaniques des intrusions sont très réduits, mais la distension rend sûrement compte de la création de l’espace nécessaire à l’intrusion des porphyres rhyolitiques et des granites en lames, qui toujours cicatrisent des contacts faillés.

E. LES GRANITOÏDES ANDINS

63La répartition des granitoïdes andins dans le temps et dans l’espace ainsi que les conditions de leur mise en place, dépendent de deux facteurs principaux.

  1. La production, à grande profondeur, d’un magma surchauffé anhydre ayant une grande capacité d’ascension, ceci à la verticale d’une frange de territoire bien délimitée dont les limites sont parallèles à la fosse océanique du Pérou ; production de magma vraisemblablement liée à la fusion des couches supérieures de la lithosphère océanique qui s’enfonce sous le continent sud-américain.
  2. La présence de zones en distension à la partie supérieure de la croûte continentale, qui facilite la montée du magma et résout pour l’essentiel le problème de l’espace nécessaire à la mise en place des plutons à proximité de la surface terrestre et souvent sous une couverture volcanique cogénétique.

1. LA RELATION GRANITOÏDES-ZONE DE SUBDUCTION

64Dans les chaînes péripacifiques, l’association du magmatisme calco-alcalin et des zones où une plaque océanique plonge sous une plaque continentale est une hypothèse soutenue par de nombreux chercheurs et en particulier par W. R. Dickinson (1970) et J. Gilluly (1971). D. James (1972) et enfin E. Audebaud et al., (1973) l’appliquent aux Andes centrales.

65En ce qui concerne le plutonisme la plupart des observations rendent cette hypothèse très vraisemblable ; ainsi en est-il des premières conclusions sur l’origine profonde des magmas, sans intervention d’anatexie humide de la croûte sialique, qui se traduit dans leur composition, leur mise en place franchement intrusive et des rapports initiaux 86Sr/87Sr bas.

66Il en est de même pour la variation latérale de la teneur en potasse des intrusifs, particulièrement nette si on les groupe par classes d’âges. Pour les granitoïdes post-tectoniques « liés » à la phase du Crétacé terminal, c’est-à-dire la majeure partie du batholite et des granitoïdes de la Cordillère Orientale, cette teneur augmente du sud-ouest vers le nord-est ; le batholite contient surtout des gabbros, des diorites, des tonalites (qui prédominent) et des adamellites alors que dans la Cordillère Orientale les granites alcalins et les adamellites prédominent sur les tonalites et les diorites. Pour les granitoïdes tertiaires, on note aussi l’abondance des plugs et stocks dioritiques et granodioritiques ou monzonitiques dans la Cordillère Occidentale et leur passage vers le nord-est à des stocks plus acides et souvent franchement rhyolitiques dans la Cordillère Orientale et à sa bordure sud-ouest. Des variations semblables ont été observées dans les batholites nord-américains et, selon W. R. Dickinson (1970, p. 841-844), elles seraient en liaison avec une paléo-zone de subduction.

67On remarque aussi que la quantité des granitoïdes de même âge, mesurée en pourcentage de surfaces, est à son maximum à la limite sud-ouest de leur zone d’affleurement et décroît ensuite du sud-ouest vers le nord-est pour s’annuler dans la partie nord-est de la Cordillère Orientale. Cette décroissance (à partir de la limite sud-ouest des affleurements) est une fonction directe de la distance du secteur considéré au Pacifique. Elle trouve une explication logique dans l’hypothèse de la subduction d’une plaque pacifique (de Farallon, puis de Nazca, cf. Herron, 1972) sous le continent sud-américain. A toute époque considérée, la limite sud-ouest de l’extension du magmatisme se trouverait à l’aplomb de la zone où la plaque pacifique atteint la profondeur de 100 à 150 km, profondeur où commence la fusion des produits légers. Ce sont ces produits qui seraient la source initiale du magmatisme calco-alcalin, soit qu’ils montent directement jusqu’en surface (Dickinson, 1970), soit qu’ils s’arrêtent à la base de la croûte sialique et déclenchent la fusion des composants de cette dernière (cf. p. ex. Brown, 1973). A mesure que la plaque s’enfouit plus profondément dans l’asthénosphère, la source des produits légers se tarit progressivement, entraînant à son tour la décroissance volumétrique progressive des granitoïdes.

68En ce qui concerne le Pérou, ces corrélations ne sont encore que qualitatives. Un grand nombre d’analyses chimiques et de mesures géochronologiques sera nécessaire pour qu’elles deviennent quantitatives.

Fig. 119. — Répartition des granitoïdes fini-crétacés et néogènes dans les Andes du Pérou central
Pour la commodité de la représentation graphique, on suppose que toute la partie SW du batholite a un âge fini-crétacé et toute sa partie NE un âge néogène, et on ignore les intrusions éocènes et oligocènes

2. LA RELATION GRANITOÏDES-ZONES TECTONISÉES

69La liaison temporelle et spatiale entre zones tectorogéniques et granitoïdes consécutifs apparaît clairement lorsqu’on compare les cartes d’extension des premières (fig. 112) et des secondes (fig. 119).

70Il en est ainsi, en particulier, pour la phase du Crétacé terminal puisqu’on ne connaît de granitoïdes antérieurs aux couches rouges que dans les zones plissées à cette époque ; cette corrélation spatiale entre zones comprimées et granites post-tectoniques peut s’expliquer par le soulèvement de ces zones postérieurement à la phase de compression, soulèvement en distension sans doute dû au réajustement isostatique et qui est attesté par la présence des reliefs qui alimentent en clastes les bassins où se sédimentent les couches rouges (cf. fig. 57). Cette distension faciliterait à son tour la montée des granitoïdes.

71Quant aux granitoïdes tardifs, ils n’affleurent que dans les parties les plus élevées de la Cordillère actuelle, dont le soulèvement s’est produit au cours du Miocène p.p. et du Pliocène ; c’est justement à cette époque que se mettent en place la plupart de ces intrusifs circonscrits et le batholite de la Cordillère Blanche, si on en juge d’après les âges isotopiques déterminés jusqu’alors. Là encore, on retrouverait la liaison distension-granito ïdes.

Notas

1 L’essentiel des déterminations d’âge isotopiques effectuées jusqu’à présent au Pérou l’ont été sur des biotites ou des amphiboles en utilisant la méthode K/Ar.

2 De ce fait ces ignimbrites sont fini-éocènes et la surface sans doute est « éocène ».

3 C’est sans doute le cas, du moins dans le sud du Pérou, d’après les renseignements donnés par la sismique-réfraction (Ocola et Meyer, 1973).

Índice de ilustraciones

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Leyenda Fig. 113. — Le batholite côtier sur la transversale du rio Huaura, d’après la carte de J. Lynch et P. Scott, in E. J. Cobbing et W. S. Pitcher (1972)I. — Cranitoïdes. Ils sont numérotés de 1 à 9 dans un ordre inverse à celui de leur mise en place. 1. Adamellite de Capas. 2. Adamellite de Sayan. 3. Granophyre de San Jeronima. 4. Adamellite de Puscao. 5. Granodiorite de la Mina. 6. Adamellite de Humaya. 7. Tonalites, adamellites et diorites de Santa Rosa. 8. Tonalite et diorite de l’unité de Paccho. 9. Gabbros et diorites. Entre deux vastes massifs en feuillets (9 et 7 + 6), s’est mis en place plus tardivement, le complexe circulaire de Sayan.II. — Encaissant. Une partie des terrains encaissants (10), volcaniques et volcanosédimentaires, d’âge Crétacé à Tertiaire, est vraisemblablement contemporaine de la mise en place du batholite
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Leyenda Fig. 114. — Schéma illustrant une hypothèse de mise en place du batholite côtier sous sa couverture volcanique cogénétique au cours d’un épisode de distension
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Leyenda planche ix tectonique andine dans la cordillère orientale. — 1. Plis disharmoniques dans les calcaires triasico-liasiques du synclinorium de Ricran vers l’Hacienda Huari (12° 5’ S). Vue vers le sud. 2. Schistosité andine fortement oblique par rapport aux bancs dans le Pennsylvanien de l’anticlorium de Comas-Tambo (route d’Andamarca après le Col de Shaihua, 11° 40’ S). Le plan de la photographie est horizontal. Le manche du marteau indique le plan de chistosité granitoïdes andins. — 3. Intrusion « diapirique » du Cerro Huacra, 40 km au sud de La Oroya. Les porphyres dioritiques ont rebroussé à la verticale les couches rouges encaissantes où les pendages étaient faibles et ont provoqué la formation d’un synclinal semi-circulaire. Photo aérienne.
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Leyenda Fig. 115. — Plug granodioritique du Huacravilca (angle sw de la feuille de Huancayo)1. Granodiorite et adamellite. 2. Série calcaire du Crétacé moyen et supérieur. 3. Grès supérieur du Néocomien. 4. Calcaires médians du Malm ( ?). 5. Grès inférieur du Malm ( ?). 6. Calcaires liasiques
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Leyenda Fig. 116. — Laccolite rhyolitique, 41 km au SE de La Oroya, dans les couches rouges (1) et le Crétacé supérieur calcaire (2)
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Leyenda Fig. 117. — Dôme-coulée du Pumaranra, dans les séries volcano-détritiques plissées du Tertiaire supérieur
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Leyenda Fig. 118. — Plug (1’) nourrissant un sill (1) doléritique.Le sill a été plissé en synclinal cependant que le plug a ancré la couverture lors du plissement. (2) représente une couche du sommet du Lias
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Leyenda Fig. 119. — Répartition des granitoïdes fini-crétacés et néogènes dans les Andes du Pérou centralPour la commodité de la représentation graphique, on suppose que toute la partie SW du batholite a un âge fini-crétacé et toute sa partie NE un âge néogène, et on ignore les intrusions éocènes et oligocènes
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