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Étude géologique des Andes du Pérou central

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François Mégard

Postface

Texte intégral

1Entre juin 1973, date à laquelle cet ouvrage fut présenté comme mémoire de thèse d’état et la fin de 1976, date à laquelle il fut remis à l’éditeur, un certain nombre de données nouvelles sont venues accroître les connaissances

2Une partie de ces données a pu être incorporée au texte remanié des chapitres précédents, mais cela s’est révélé impossible pour d’autres, notamment les plus récentes, dont rend compte cette postface rédigée dans la seconde moitié de 1976. Pour faciliter sa lecture, nous reprendrons ici le plan général de l’ouvrage.

A. LE SUBSTRATUM PRÉCAMBIEN ET PALÉOZOÏQUE

1. LE SUBSTRATUM PRÉCAMBRIEN (ch. 1)

3Dans le cadre de la thèse de B. Dalmayrac, G. Laubacher et R. Marocco (à paraître en 1978), B. Dalmayrac a étudié systématiquement le Précambrien. Ses premières données modifient assez profondément celles exposées ici (p. 39 à 53) et celles de E. Audebaud, R. Capdevila et al. (1973) et de J. P. Bard et al. (1974).

4Les résultats obtenus par la méthode U/Pb sur zircons (Lancelot et al, 1976) confirment que le socle précambrien est constitué d’une chaîne « panafricaine » à 630 ± 50 MA. Elle remanie localement des noyaux granulitiques à faciès de haute pression ; celui du rio Pichiari, situé sans doute en bordure de la chaîne panafricaine et localisé dans notre zone d’étude (fig. 7 B) a donné un âge de 1100 ± 50 MA, alors que les granulites de la côte sud-péruvienne ont été datées à 1900 ± 100 MA.

5Pour ce qui est de la chaîne « panafricaine », B. Dalmayrac et A. Leyreloup (1975) montrent qu’elle est affectée par deux épisodes de métamorphisme :

  • Le plus ancien, de pression intermédiaire avec une suite à muscovite, biotite, staurotide, grenat, disthène, sillimanite prismatique est contemporain de la foliation s1 ;
  • Le plus récent, de basse pression, avec une suite à chlorite, muscovite, biotite, cordiérite et fibrolite, est contemporain de la foliation s2.

2. LA CHAÎNE HERCYNIENNE (ch. 2)

6G. Laubacher (in B. Dalmayrac et al., thèse à paraître, 1977) a traité les problèmes de la chaîne hercynienne.

7Pour le Paléozoïque inférieur et moyen, il intègre un grand nombre de données et les replace dans une paléogéographie à l’échelle du Pérou ; on s’y reportera donc. Par ailleurs, les résultats des recherches pétrolières sur la zone subandine du Pérou central sont en cours de publication (Martin et Paredes, 1977, à paraître) et nous les rapporterons ici succinctement. De part et d’autre de la zone faillée que suivent les rios Perené et Tambo et qui a intensément rejoué au Tertiaire (cf. fig. 110) s’opposent deux régions à stratigraphie bien différente. Au nord, dans la Sierra de Shira, un socle gneissique précambrien affleure, surmonté d’une mince série argilo-gréseuse bariolée seulement conservée dans un compartiment faille ; des coulées « basaltiques » lui font suite, datées à 337 ± 20 MA (âge minimum) par la méthode K/Ar sur roche totale, elles s’intercalent vers le haut avec des grès arkosiques ; 300 m de shales noirs à palyno-flore du Dévonien supérieur couronnent cette colonne du Paléozoïque inférieur et moyen qui ne dépasse pas 1 300 m au total. Au sud de la zone faillée Perené-Tambo, un Dévonien flyschoïde affleure largement, épais d’au moins 2 000 m ; là encore il est daté partiellement du Dévonien supérieur par palynoflores ; il semble qu’antérieurement il ait été attribué au Mississipien. Il passerait vers le bas aux séries dont nous avons traité succinctement (p. 57-58), à savoir 1 500 m de shales noirs encore dévoniens, puis 700 m de shales noirs et quartzites ordoviciens qui surmontent 200 m de grès conglomératiques et basaltes discordants sur le socle précambrien. Dans l’ensemble, cette succession est proche de celle de la partie sud de la Cordillère de Vilcabamba (Marocco et Garcia Z., 1974 ; Egeler et De Booy, 1961). De nouveaux problèmes se posent donc : (1) comment a joué la faille Perené-Tambo au Paléozoïque : en faille normale pendant la sédimentation et/ou en décrochement pendant ou après ? (2) les basaltes de Shira, dont l’âge apparent de 337 MA est évidemment trop jeune, ne seraient-ils pas en fait équivalents aux basaltes infra-ordoviciens d’Ollantaytambo dans le Cuzco (Marocco et Garcia Z., 1974) ?

8En ce qui concerne le Paléozoïque supérieur, les faits nouveaux sont l’absence de Mississipien à Shira et dans la partie nord de Vilcabamba. Sur le Dévonien supérieur, au nord comme au sud de la zone faillée Perené-Tambo, des niveaux gréso-tufacés verts transgressifs forment la base de la formation pennsyl-vanienne et éo-permienne (cf. p. 67) décrite sous le nom de formation Muralla ou calcaires Tambo et déjà bien connue. Par contre, C. Martin et J. Paredes (op. cit.) montrent que les grès rouges à niveaux carbonates sus-jacents aux carbonates Muralla sont en fait du Permien supérieur identifié par palynoflores ; on peut sans doute corréler ces niveaux saumâtres aux quelques intercalations marines et saumâtres connues dans le Permien supérieur-Trias inférieur des Andes. Ces grès permiens de la zone subandine centrale sont vraisemblablement recouverts directement par le Crétacé gréseux de la fm. Agua Caliente ; aussi le Trias moyen et supérieur et le Jurassique (fm. Santiago, fm. Sarayaquillo) seraient absents dans la Sierra de Shira et le versant est de la Sierra de Vilcabamba (Pongo de Mainique).

9Dans le Permien supérieur-Trias inférieur « Mitu » des Andes, notons la présence, dans la région d’Ayacucho, de comendites, rhyolites peralcalines classiquement liées à un régime en distension (Noble et al., à paraître en 1977). Ceci peut servir d’argument en faveur de l’ouverture d’un rift ou de phénomènes de distension en arrière d’un arc volcanique (back-arc spreading). Il faut enfin signaler que l’âge du granite de San Ramon-La Merced (p. 93 et fig. 36) est maintenant connu par une isochrone Rb/Sr en roche totale (Capdevila et al., 1977) qui donne 238 ± 10 MA, ce qui place ce granite dans le Permien terminal, tout près de la limite Permien-Trias (235 MA). Ceci a des conséquences pour l’âge des couches rouges qui remanient ce granite et sont recouvertes en concordance par le Ladinien moyen ou le Norien, selon les endroits. Ces couches ne seraient donc pas du « Mitu » authentique, mais des molasses mimétiques du Mitu qui passent progressivement vers le haut aux carbonates du Trias moyen ou supérieur comme nous l’avons aussi observé à l’est de Junin (cf. p. 100-101). La mise en place du granite de San Ramon-La Merced ainsi que sa surrection et l’érosion consécutive pourraient être liés à l’épisode tectonique post-Mitu et pré-Trias moyen que j’ai signalé (p. 101-103).

B. LA CHAINE ANDINE

1. LE MATÉRIEL ANDIN (ch. 4) ET LA CHRONOLOGIE DES PHASES (ch. 5, A)

10Dans le chapitre 4, j’ai pu tenir compte de la plupart des travaux récents concernant les séries mésozoïques antérieures à la phase « péruvienne » fini-crétacée.

11Par contre, la stratigraphie des couches rouges et surtout celle des séries volcaniques post-couches rouges a tellement progressé ces dernières années du fait des datations radiométriques de D. C. Noble (1973), D. C. Noble et al. (1972, 1974, 1974, 1975, 1977 b), E. Mc Kee et al. (1975) et E. Farrar et al, (1976) qu’une mise au point particulière s’impose. Parallèlement, les travaux de J. P. Soulas (1975, 1976) sur la tectonique des régions de Castrovirreyna, Huancavelica, Huachocolpa et Ayacucho où ont été prélevés les échantillons par les auteurs précités, apportent des éléments de corrélation basés sur l’analyse microtectonique... tout en soulevant de nouveaux problèmes.

1.1. LES COUCHES ROUGES ET « LA » PHASE INCAÏQUE

12Le terme de couches rouges prête à confusion puisqu’il désigne en fait un lithofaciès mais est couramment utilisé pour parler de formations, Casapalca dans le centre du Pérou, Chota dans le nord, dont l’âge est connu avec peu de précision et considéré comme crétacé terminal-éocène. Par contre, les couches rouges de la zone subandine sont mieux datées : elles débutent également dans le Crétacé terminal, mais montent jusque dans le Miocène supérieur.

13Dans la première version de ce travail (Mégard, thèse, 1973), j’avais admis que les couches rouges des Andes, zone subandine exclue, débutaient au Santonien et montaient jusque dans la base de l’Oligocène, elles étaient ensuite plissées avec leur substratum par une phase incaïque d’âge oligocène inférieur, puis recouvertes en discordance par des volcanites. Les premiers âges radiométriques modifiaient cette conclusion, du moins pour la Cordillère Occidentale, où les volcanites discordantes étaient datées entre 40 et 41 MA près de leur base (cf. fig. 59, datation d’après Noble et al., 1974, 1977 b).

14Sur les Hauts Plateaux, par contre, les travaux en cours de D. C. Noble, E. H. Mc Kee et F. Mégard confirment l’âge oligocène basai des niveaux à charophytes d’Usibamba (cf. fig. 57) et donnent, de plus, un âge à 26,4 ± 0,8 MA pour des volcanites intercalées avec les couches rouges d’un synclinal situé à l’est de Huancavelica. Dans cette région, la phase « incaïque » pourrait donc se situer entre cet âge oligocène supérieur et 22,4 ± 1 MA, âge des tufs de Lircay datés par D. C. Noble et al. (1974).

15Il semble donc que seule la partie inférieure des couches rouges des Hauts Plateaux du Pérou central soit contemporaine des couches rouges de la Cordillère Occidentale, auxquelles la dénomination de fm. Casapalca devrait être strictement réservée. La partie supérieure des couches rouges des Hauts Plateaux doit être corrélée avec une partie au moins de la plus ancienne des unités volcaniques discordantes sur les couches rouges Casapalca s.s. de la Cordillère Occidentale. On note d’ailleurs sur les Hauts Plateaux un enrichissement des couches rouges en intercalations volcaniques quand on monte dans la série.

16Il apparaît donc que le terme de phase incaïque ou phase post-couches rouges, recouvre en fait deux événements distincts, l’un fini-éocène qui est le plissement principal dans la Cordillère Occidentale, l’autre plus récent (fini-oligocène ?) présent sur une partie au moins des Hauts Plateaux ; l’extension spatiale de ces phénomènes reste à préciser.

1.2. LES VOLCANITES D’ÂGE ÉOCÈNE SUPÉRIEUR À PLIOCÈNE ET LES PHASES DU MIO-PLIOCÈNE

17Toujours à partir des travaux de D. C. Noble et al. (1972, 1974, 1975 et 1977 b, à paraître), de E. H. Mc Kee et al. (1975) et de E. Farrar et al. (1976), on peut très schématiquement admettre que le volcanisme de la Cordillère Occidentale du Pérou central se met en place au cours de quatre périodes distinctes qui ont fourni des datations comprises entre (1) 41,2 ± 1,2 et 20,9 ± 7 MA, (2) 14,67 ± 0,48 et 13,9 ± 0,4 MA, (3) 10,4 ± 0,3 et 8,2 ± 0,3 MA, (4) 5,2 ± 0,2 et 2,8 ± 0,2 MA. Ces ensembles volcaniques sont séparés par des discordances angulaires qui se placent dans le Miocène inférieur, le Miocène supérieur et le Miocène terminal ou le tout début du Pliocène (phase dite « pliocène »). Les figures 59, 60, 62 et 111 de ce mémoire devraient être modifiéees en conséquence ainsi que le texte correspondant.

18Selon J. P. Soulas (1975), chacune de ces discordances correspond à une phase compressive en régime de décrochement avec une direction de raccourcissement spécifique qui est : N. 45 E. pour la phase du Miocène inférieur, N.-S. pour la phase du Miocène supérieur et E.-W. pour la phase du Pliocène.

19Néanmoins certains problèmes se posent encore : il arrive en particulier que les âges radiométriques s’accordent mal avec la « chronologie » basée sur les directions de raccourcissement ; le cas se présente par exemple dans le bassin d’Ayacucho (cf. colonne 3, fig. 59) où les phases à raccourcissements N.-S. et E.-W. semblent beaucoup plus récentes que dans la zone de Huancavelica où leur âge a été déterminé initialement.

20Dans l’ensemble, ces nouvelles données amènent à morceller dans le temps et dans l’espace les grandes phases définies par G. Steinmann en 1929 et dont le canevas semblait encore valable pour l’essentiel en 1973.

2. LA TECTONIQUE ZONE PAR ZONE (ch. 5, B, C, D, E, F)

21Les travaux que J. P. Soulas et moi-même avons menés ces dernières années nous ont convaincus de l’importance des décrochements, en particulier longitudinaux, dans la chaîne des Andes. Les jeux en décrochement les plus évidents sont dus aux phases du Miocène supérieur et du Pliocène, mais réutilisent en général des accidents qui ont joué en failles inverses ou en chevauchements lors des phases majeures de la fin du Crétacé et/ou du début du Tertiaire.

22Ces jeux en décrochement sont particulièrement clairs au long des failles sigmoïdes déjà décrites dans ce mémoire et étudiées plus en détail par J. P. Soulas (Soulas et Mégard, 1977, à paraître). Le raccourcissement N.-S. de la phase du Miocène supérieur explique l’essentiel des structures de Gran Bretaña (fig. 94) et Junin-Tarma (fig. 98) par un coulissage dextre au long de failles longitudinales N.N.W.-S.S.E. à N.W.-S.E. et par un affrontement, se traduisant par des chevauchements et des plis, là où ces failles prennent localement une direction E.-W. La phase pliocène, avec z = E.-W. rend compte de la géométrie des structures de Carmen Chico (fig. 97) et de la zone Perené-Tambo (fig. 110) ; là des coulissages senestres au long de failles N.W.-S.E. à E.-W. passent à des chevauchements lorsque ces failles prennent une direction N.-S. ou N.N.W.-S.S.E. ; on note aussi, à Cran Bretaña et à Junin-Tarma, une reprise mineure par cette phase pliocène des structures de la phase du Miocène supérieur. Si on généralise ces interprétations à l’ensemble des Andes péruviennes, on peut expliquer les structures les plus récentes observées dans les grandes déflections d’Abancay et de Cajamarca. Ainsi, au Miocène supérieur, dans ces déflections E.-W. s’affronteraient des blocs crustaux allongés dans le sens N.W.-S.E. et longs de près de 1 000 km, qui coulisseraient au long de systèmes de failles longitudinales anastomosées, notamment celui de la Cordillère Orientale et celui du bord est de la Cordillère Occidentale. Cette conception trouve un début de vérification, puisque J. P. Soulas et F. Mégard (op. cit.) donnent de nombreuses preuves de coulissages tardifs au long de ces vieilles failles longitudinales.

3. LE PLUTONISME AN DIN, LE BATH OLITE CÔTIER (ch. 6)

23Les données synthétisées dans le chapitre 6 se sont enrichies depuis 1973 à la suite des travaux des équipes anglaises, parmi lesquels il faut citer : J. Cobbing (1973, 1974), W. S. Pitcher (1974), J. S. Myers (1975), G. J. Knox (1974), W. P. Taylor (1976). Le lecteur intéressé pourra se reporter à ces travaux, qui donnent des précisions sur la géométrie, la petrologie et le mode de mise en place du batholite côtier.

4. L’ÉVOLUTION RÉCENTE DE LA CHAÎNE (ch. 7)

24Là encore, les données sont maintenant plus nombreuses et plus sûres, notamment du fait des travaux d’E. Farrar et D. C. Noble (1976), W. S. Myers (1976) et D. C. Noble et al. (1977, à paraître).

25Le dernier de ces travaux permet d’écarter définitivement un âge miocène pour la surface subhorizontale qui entaille le batholite vers Santo Domingo de los Olleros sur la route Lima-Huarochiri (cf. p. 242) puisque les tufs soudés qui recouvrent cette surface ont été datés à 40,2 ± 0,5 MA par la méthode K/Ar, c’est-à-dire de l’Eocène supérieur. Plus à l’est, on note d’ailleurs que ces volcanites sont affectées par des plis.

26La radiochronologie apporte aussi localement des précisions sur l’âge de la surface Puna, qui serait plutôt miocène dans la partie nord des Hauts Plateaux, où elle est entaillée puis fossilisée par les ignimbrites du « Bosque de Piedra » maintenant datées à 5,20 ± 0,20 MA.

27La chronologie du volcanisme plio-quaternaire est aussi beaucoup mieux connue, encore que la dispersion spatiale des données rende leur synthèse très difficile pour le moment. En tout cas, le concept d’épisodes à ignimbrites puis à coulées dactiques et andésitiques se succédant, dans le temps sur de vastes surfaces est dépassé. On peut en effet démontrer que certaines émissions de tufs soudés acides et des émissions andésitiques sont synchrones quoique sans doute décalées spatialement : ainsi, près d’Ayacucho (cf. p. 242), certaines coulées andésitiques Molinoyocc s’intercalent dans la partie supérieure des tufs acides plus ou moins remaniés de la fm. Ayacucho. Dans la même région, les « basaltes » du flanc nord-est du bassin d’Ayacucho sont maintenant datés à 3,7 ± 0,4 MA (Noble et al., 1975), cependant que les tufs soudés d’Atunsulla, qui remplissent la paléovallée du rio Vinchos à la bordure ouest de la feuille d’Ayacucho, sont datés à 2,8 ± 0,2 MA (Noble et al., 1974).

28Dans l’ensemble, on s’oriente donc vers une chronologie plus longue pour l’évolution récente de la chaîne ; l’élaboration de la surface Puna, en particulier, remonte au moins au Miocène et même, selon J. S. Myers (1976), à des époques plus anciennes (Eocène ?).

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