Géologie Des Andes Péruviennes"

TRAVAUX ET DOCUMENTS DE L’O.R.S.T.O.M. No 95

G~OLOGIE

DES ANDES PaRUVIENNES

O. R.S.T.O.M. PARIS 1978 Cette étude a fait l'objet d'une Thèse de Doctorat d'ztat ès Sciences, présentée à I'Universite des Sciences et Techniques du Languedoc, Montpellier, le 23 septembre 1977.

...... (( La loi du 11 mars 1957 n'autorisant, aux termes des alinéas 2 et 3 de l'article 41, d'une part, (( que les ((copies ou reproductions strictement réservées 8 l'usage privé du copiste et non destinées (( ri une utilisation collective)) et, d'autre part, que les analyses et les courtes citations dans un hut (( d'exemple et d'illustration, ((toute représentation ou reproduction intégrale, ou partielle, faite (( sans le consentement de I'auteur.ou de ses ayants droit ou ayants cause, est illicite)) (alinéa ler de (( l'article 40). (( Cette représentation ou reproduction, par quelque procédé que ce soit, constituerait donc une (( contrefaçon sanctionnée par les articles 425 et suivants du Code Pénal.)) ......

I .S .B.N. 2-7099-0526-4 O O.R.S.T.O.M. Paris, 1978 Gérard Laubacher

Ge‘ologie de la Cordille‘re orientale et de I’AltipZano

au nord et nordaouest du lac Titicaca .. 2'

, I I I

Fig. 1 - Localisation des zones d'études. (1) B. DALMAYRAC ; (2) R. MAROCCO; (3) G. LAUBACHER. .3

Table des matières

P- - INTR OD UCTION 5

SITUATION DU SECTEUR ETUDIE 5 I BUT DE L’ETUDE 5 LE CADRE GBNERAL DE L’ETUDE : LA CORDILLQRE DES ANDES 7 Les grandes subdivisions de l’édifice andin au niveau des Andes centrales 9 LE CADRE REGIONAL :LES GRANDS TRAITS MORPHOLOGIQUES ET GEOLOGIQUES DU SUD DU PEROU 11 La zone côtière 12 La Cordillère occidentale 13 L’Altiplano péruvien 13 La Cordillère orientale 16

- Puemière Partie : LE SUBSTRATUM PRE-ANDIN 19 Chapitre 1 - LE SOCLE PRECAMBRIEN 21 Chapitre 2 - LE SUBSTRATUM PALmZOjQUE : LA CHAblE HERCYNIENNE 23 2.1 - Le matériel paléozoïque 24 2.2 - La tectonique hercynienne 55 2.3 - Le métamorphisme et le magmatisme hercynien 85 2.4 - Conclusions générales sur la chaîne hercynienne 89 Chapitre 3 - LE PERMO-TRIAS (PERMIEN SUPERIEUR A TRIAS INFERIEUR) DISTENSION, SEDIMENTATION ET MAGMATISME ASSOCIE 93 3.1 - Les molasses post-tectoniques du groupe Mitu (Permien supérieur et Trias inférieur) 93 3.2 - Le plutonisme permo-triasique 1O0 3.3 - Conclusions sur le permo-trias 110

- Deuxième Partie : LA CHAmE ANDINE 111

Chapitre 1 - LE MATERIEL ANDIN 115 ‘ 1.1 - La sédimentation depuis le Trias jusqu’à l’hcène 116 1.2 - Les dépôts continentaux volcaniques et volcano-détritiques de l’oligo-miocène 131 4 P. Chapitre 2 - LA TECTONIQUE ANDINE 135 2.1 - Chronologie des phases tectoniques dans le sud-ouest du Pérou 136 2.2 - La tectonique andine dans les différentes zones structurales 138 2.3 - Aperçu général sur les déformations andines du sud-ouest du Pérou 165 Chapitre 3 - LE PLUTONISME ANDIN 169 3.1 - Le plutonisme basique 169 3.2 - Le plutonisme acide 171 Chapitre 4 - L'GVOLUTION PLIO-QUATERNAIRE 173 4.1 - La {(SurfacePuna)) 173 4.2 - Les séries plioquaternaires 175 4.3 - Conclusions : essai de corrélation entre les séries plio-quaternaires du sud-est du Pérou et celles du nord de la Bolivie 181

- BIBLIOGRAPHIE 183 5

INTRODUCTION GENERALE

SITUATION DU SECTEUR ETUDII?

La zone étudiée est située dans les Andes du sud du Pérou, au nord et au nord-ouest du lac Titicaca (Fig. 1). Elle est comprise entre 13'00 et 16"15 de latitude S, 69'00 et 70'45' de longitude W et représente une superficie d'environ 35.000 km2.

Elle est constituée par une région de hauts plateaux, appelée Alti- plano, dont l'altitude est comprise entre 3800 et 4600 m et quei borde au NE une chaîne englacée,la Cordillère Orientale, dont les sommets atteignent près de 6000 m. L'Altipiano forme une vaste dépression, isolée des océans Pacifique et Atlantique, dont le centre est occupé par le lac Titicaca.

BUT DE L'ETUDE

Le but initial de mon travail avait pour objet l'étude générale des séries paléozoïques affleurant dans la Cordillère Orientale au nord du lac Titi- caca. En particulier, il s'agissait d'établir la succession stratigraphique du Paléozoïque inférieur, ainsi que la chronologie et la datation des phases de déformations ayant affecté les séries prémésozoïques. Par la suitesen raison de la nécessité de tenir compte des événements post-hercyniens, j'ai été amené 5 m'intéresser également aux événements andins proprement dits, sans toutefois m'y attacher particulièrement, étant donné qu'une étude des séries méso-cénozoïques était entreprise conjointement,dans le nord du Synclinorium de Putina, par E. AUDEBAUD, dont je m'inspire assez largemenc. 6

Fig. 2 - Carte toponymique de la Cordillère Orientale et de l’llltiplano au nord et au nord-ouest du lac Titicaca. 7

L'illustration principale de ce travail est représentée par une carte au 1/5OO.OOOème qui a étédressée à partir de mes levés de terrain . et de divers autres documents cartographiques disponibles. L'existence d'une couverture de photos aériennes a grandement facilité l'établissement de cette carte. L'échelle au 1/500.000ème qui a été retenue, correspond B un compromis: elle est suffisante pour sortir d'un cadre purement local, et malgré tout, assez détaillée pour servir de document de terrain.

Cette carte est accompagnée parce document annexe important, largement illustré, quiinitialement ne devait être qu'une notice de quelques Pages. A l'instar de mes collègues, B. DALMAYRAC et R. MAROCCO, en raison de l'absence de toute étude géologique synthétique publiée, de la région, j 'ai préféré élaborer un document de base plus important.

LE CADRE GENERAL DE L'ETUDE : LA CORDILLÈREDES ANDES

1 La Cordillère des Andes constitue un imposant système montagneux qui atteint près de 7000 m d'altitude au Nevado Aconcagua (frontière Chi- li-Argentine, 32" latitude s), et qui s'étend sur plus de 7500 km, en bordure du Pacifique, depuis le Vénézuela jusqu'en Terre de Feu.

La genèse de cette chaîne, dont les principales phases de dé- formations sont fini-mésozoïques et cénézoïques, est en Liaison avec l'existence d'une marge active sur la bordure ouest du continent sud-américain (DEWEY et BIRD 1970, JAMES 1971). '

Cette chaîne n'est pas homogène sur toute sa longueur.'On distingue (AUBOUIN et al. 1973) d'une part les Andes centrales et méridionales (entre 5" et 45" de latitude S), caractérisées par une tectonique verticale, un magmatisme intermédiaire dominant et par l'absence de matériel océanique,-- et d'autre part les Andes septentrionales (Equateur et Colombie) et Les Magel-

lanides (Sud du Chili et d'Argentine), qui sont caractérisées par une tectoni- I que tangentielle et par une participation importante de matériel océanique.

L'étude géologique que nous présentons se situe darls le contexte des Andes Centrales du Pérou et de Bolivie, dont les caractéristiques stratigraphiques et structurales commencent B être bien connues grâce à de nombreux travaux. Parmi les travaux anciens citons ceux de DOUGLAS (1920, 1921, 1932), STEINMANN (1929), HARRISON (1943), NEWELL (1949) et NEWELL et al. (1953). Parmi les travaux récents, les plus importants sont ceux de EGELER et de BOOY (1961), MEGARD et al. (1971), COBBING et PITCHER (1972), AUDEBAUD et al. (1973 et 1976), MARTINEZ et al. (1972) , MEGARD (1973). Les relations entre la chaîne, andine et la subduction pacifique ont été abordées par JAMES (1971), AUDEBAUD et al. (1973), MEGARD (1973) et LEFEVRE (1973). De nombreuses cartes géologi- ques publiées par.le Service Géologique et Minier.du Pérou, ainsi que de nombreux travaux moins synthétiques, ont également permis d'avancer considérable- ment dans la connaissance géologique des Andes centrales. 8 9

LES GRANDES SUBDIVISIONS DE L'BDIFICE ANDIN AU NIVEAU DES ANDES CENTRALES

Au niveau du Pérou, les Andes correspondent à un édifice poly- orogénique complexe, résultant d'une surimposition de la tectogenèse andine à des segments orogéniques hercyniens et précambriens. Ces différents cycles oro- géniques sont séparés par d'importants hiatus stratigraphiques, tectoniques et métamorphiques. (Fig, 4 ),

On distingue généralement (NARTINEZ et al. 1972) : Le soc1e précambrien. Les terrains les plus anciens de l'édifice andin sont repré- sentés par un socle précambrien méso à catamétamorphique, qui forme le substratum des chaînes hercynienne et andine. I1 s'agit du Bouclier bré- silien qui se prolonge vers l'ouest, sous les Andes, jusqu'au niveau de la fosse Pérou-Chili. Ce craton comporte des noyaux anciens datés h 2000 MA, 1100 MA et 600 MA (DALMAYRAC et al. 1976). Le long de la côte sud, les noyaux anciens (2000 MA) sont repris par l'orogenèse fini-précambrienne (600 MA).

La chaîne hercynienne. La chaîne hercynienne du Pérou correspond 2 un segment orogé- nique NW-SE, c'est-à-dire légèrement oblique à la chaîne andine. I1 résul- te de la déformation intense, au Paléozoïque supérieur, des dépôts d'un bassin subsident établi sur une croûte continentale précambrienne amincie. Cette tectonique hercynienne est caractérisée par deux phases de plissement : une phase éohercynienne (Mississipien inférieur), qui est la phase paroxysmale, associée à un épimétamorphisme et à un magmatisme syn- 2 post- tectonique; une phase tardihercynienne associée à un abondant magmatisme post-tectonique.

La chaîne andine. La chaîne andine est une chaîne de type "cordillérain", c'est- à-dire liée à l'existence d'une marge active sur la bordure W du continent sud-américain (DEWEY et BIRD 1970, JAMES 1971, AUDEBAUD et al. 1973, LEFE- VRE 1973 , MEGARD 1973), dont le fonctionnement est admis au moins depuis 1'Al'bien (COBBLNG 1976).

Fig. 3 - Schéma structural et tectonique du sud du Pérou. Chaîne andine : 1) Plio-Quaternaire lacustre; 2) volcans et 3) volcanisme plio-quaternaire; 4) Oligo-Miocène déformé au Miocène supérieur ; 5) Crétacé terminal h Eocène sur la côte, Lias à Eocène dans la Cordil- lère : déformés h 1'Eocène supérieur ; 6) Permien à Santonien déformés au Crétacé supérieur ; 7) Granitoïdes andins. Chaîne hercynienne : 8) Carbonifère et Permien.inférieur déformés 'au Per- mien moyen (phase tardihercynienne); 9) Paléozoïque inférieur déformé au Carbonifère inférieur (phase éohercynienne); 10) Métamorphisme éohercy- nien de type Zongo; 11) Syénite de Macusani; 12) Granitoïdes hercyniens. 13) Précambrien. Symboles : les barbelures sur les failles indiquent le bloque chevauchant; profondeur de la fosse en brasses(1 brasse=1,829 m). I - I I l l l 1 1 m -m I a O n E -----_ I m c o l l .so\ o\ =\ \ \ I I I I I I I 1 I I a I L al dal I .- o- I -N .O I U /

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I. E E E i y. Y Y I I? Lo ) *- Lo c--. 7 11Il .

Elle est soulignée par une zonation paléogéographique,tec-tee- tonique et magmatique NW-SE B NNW-SSE, parallèle B la fosse du Pérou-Chili. La tectonique essentiellement verticale et 2 raccourcissement modéré, est caractérisée par trois phases de compressions principales au Crétacé supé- rieur, à 1'Eocène supérieur et à la limite Miocène-Pliocène. Le magmatisme andin est abondant et se traduit par l'existence du batholite côtier, et par un volcanisme calcoalcalin.

La racine des Andes est particulièrement épaisse dans le sud du Pérou et en Bolivie. La discontinuité de Mohorovicic se situe à plus de 70 km de profondeur sous 1'Altiplano (JAMES 1971). D'une façon plus généra- le il faut remarquer que les zones où la racine est très épaisse coïncident bien avec l'existence des hauts plateaux du sud du Pérou et de Bolivie (Fig. 4).

REMARQUE. La fosse Pérou-Chili et la côte du Pacifique, parallèles 2 la chaîne andine, tronquent les structures précambriennes et hercyniennes. I1 est donc vraisemblable que ces structures anciennes se prolongeaient vers l'ouest,au delà de l'actuelle fosse,par un paleoconthent pacifique" (BUR- CKHARDT 1902) ou "continent transandin" (VAN BEMMELEN 1966, SCHOLL et VON HUENE 1969) aujourd'hui disparu.L'extension de ce continent n'est pas connue.11 semble qu'il s'est séparé de la plaque sud-américaine par"rifting" entre le Permien supérieur et 1'Albien.La date du début de la mise en place d'une marge active sur la bordure ouest de la plaque sud-américaine reste à préciser.

LE CADRE REGIONAL : LES GRANDS TRAITS MORPHOLOGIQUES ET GEOLOGIQUES DU SUD DU PEROU

Nous reprenons ici les grandes subdivisions morphostructurales présentées dans une publication récente (AUDEBAUD et al.. 1973 et 1976) montrant que, dans le sud du Pérou, les Andes sont caractérisées par une zonation NW-SE très nette. Une coupe transversale (Fig.4 ), depuis le Pacifi- que au SW jusqu'à la plaine amazonienne .au NE, permet de distinguer les uni- tés morphostructurales suivantes : , - la zone côtière, - la Cordillère Occidentale, - l'bltiplano, - la Cordillère Orientale, . - la zone subandine, - la plaine amazonienne (Madre de Dios) 12.

Les limitesentre ces différentes zones ne sont pas toujours très nettes bien que chacune d'entre elles soit bien individualisée.

La Cordillère est plus large que dans le Pérou central et alle est caractérisée par 1 'existence d'une unité morphostructurale SuPlémentalre très particulière appelée Altiplano

La région qui fait l'objet du présent travail ne correspond pas à une transversale complète, et ne comporte que la Cordillère Orientale et des portions de la zone subandine et de 1'Altiplano. Cependant nous décri- rons rapidement les grandes zones morphostructurales d'une transversale B travers le sud du Pérou, afin de replacer l'étude dans son contexte général.

LA ZONE CÔTIÈRE

Elle va de O à 2000 m d'altitude environ et correspond à un grand glacis post-éocène,large de près de 50 km, qui descend depuis le batholite vers le SW de 2000 m à 1000 m avant de surplomber la côte par un abrupt de près de 1000 m. Cette zone n'a subi depuis le Précambrien que des déforma- tions faibles. Elle est caractérisée au point de vue géologique par :

1- Un Socle précambrien très métamorphique,comportant des noyaux anc,iens - formés de granulites et de charnockites datées à 2000 MA, repris fortement à 600 MA (DALMAYRAC et al. 1977). Un magmatisme postérieur, repré- senté par des batholites de*granites roses , pourrait correspondre soit à un magmatisme post-tectonique brasilides, soit 2 un événement magmatique calédonien (STEWART et al. 1974). Ce socle affleure largement le long du Pacifique et se retrouve également en affleurements plus réduits au nord et au nord-ouest d'Arequipa.

2- Des dépôts du Paléozoïque inférieur (Dévonien) et supérieur (Mississi- pien et Pennsylvanien), en couverture de plate-forme, réduits et non déformés par les phases de compression hercynienne. .Seuls quelques affleurements réduits ont été préservé par l'érosion.

3- Des séries méso-cénozoïques; marines et volcaniques, déposées en milieu marin épicon.tinenta1. Ces volcanites témoignent de l'existence, depuis le Trias jusqu'au Jurassique supérieur, puis au cours de l'Eocène,, d'un volcanisme dont les caractéristiques chimiques sont mal connues, fonc- tionnant de façon presque continue sur la côte pacifique. Au Crétacé SU- PérieUr, l'ensemble du Pérou émerge et au Tertiaire moyen, la mer transgresse à nouveau vers L'est,mais n'occupera qu'une mince frange le long de la côte. Toutes ces séries sont affectées à l'Andin par une tectonique souple et cassante modérée. 13

LA CORDILLERE OCCIDENTALE

Au point de vue morphologique, la Cordillère Occidentale correspond à une grande chaîne volcanique et volcanodétritique post-éocène, dont l'altitude actuelle (6000 m) a été acquise par un soulèvement récent. Les cônes volcaniques récents,tels ceux des volcans Misti(5822 m) et Ubinas sont parfaitement conservés.

La limite ouest de la Cordillère Occidentale coincide aetuelle- ment avec une grande zone flexurée au long de laquelle se sont installés les volcans les plus récents. Elle correspondait, dès le Trias supérieur., 2 une zone de fractures contrôlant les variations latérales de la sédimentation entre le bassin côtier et le bassin marin occidental. Au Crétacé terminal et au Tertiaire inférieur, cette zone de fracture a été utilisée pour la mise en place du batholite de la Caldera.

La limite nord-est correspond B la zone positive de Santa Lucia (AUDEBAUD et al. 1976) qui, à partir du Crétacé inférieur, séparera le bassin marin occidental du bassin essentiellement continental de 'llsAltiplanol'.

Dans la Cordillère Occidentale n'affleurent que des terrains andins constitués par trois ensembles :

- un ensemble mésozoïque-cénozofque (Lias à Eocène), caractérisé par des dé- PÔts marins carbonatés, détritiques et volcanodétritiques ,du Lias au Cré- tacé moyen, et par des dépôts continentaux détritiques du Grétac6 supérieur 5. 1'Eocène; ces terrains ont été plissés soit dès le Crétacé supérieur (phase "santonienne") , soit seulement à 1'Eocène supérieur (phase 'If íni-éocène") . Des intrusions,, en particulier celles de la .Caldera (Arequipa) se mettent en place à partir du Crétacé supérieur (STEWART in GARCIA 1968);

- un ensemble QligO-miOC&te,caractérisé par des dépôts continentaux détriti- ques, volcaniques (calco-alcalins) et volcano-détritiques, ainsi que de nombreuses intercalations'lacustres-Cet ensemble est plissé à la fin du Mio- cène par la phase fini-miocène;

- un ensemble plio-quaternaire continenta1,volcanique et lacustre, peu ou pas déformé.

Au total, au cours de l'orogenèse andine, la Cordillère Occi- dentale a subi un raccourcissement de l'ordre de 20 %, nettement plus important que celui de la zone côtière.

L'A LT IPLANO PBRUVIEN

L'Altipiano coincide avec un élargissement important des Andes dans le sud du Pérou oÙ elles atteignent 500 km de large au lieu de 300 à 350 km dans le centre.(Fig, 5 >. Comme son nom l'indique, il correspond à une vaste zone de hauts plateaux, situés entre les Cordillères Occidentales et Orientales, disséqués .i 14 au Pliocène et dont l'altitude moyenne est comprise entre 4000 et 4400 m. Le centre de 1'Altiplano correspond à une dépression longitudinale, d'origine tectonique, dont le point le plus bas est occupé par le lac Titicaca (3815 m).

I1 commence à s'individualiser au niveau de Santa Rosa (14'20' de latitude S) et s'étend vers le SE en s'élargissant progressivement pour atteindre un maximum de 150 km au niveau du lac Titicaca.

L'Altiplano comprend :

- un Altiplano occidental, à l'ouest du lac Titicaca, qui correspond à une Zone de hauts plateaux compris entre 4000 et 4500 m. I1 marque le passage à la Cordillère Occidentale, à laquelle il s'apparente par son volcanisme et ses séries volcanodétritiques tertiaires abondantes.

- une dépression centrale (3800 à 4000 m) d'origine tectonique qui s'est mise en place après la phase "fini-miocène". Elle est née au Plio-Quaternai- re du rejeu en failles normales d'une partie du système d'accidents NW-SE 2 NNW-SSE, d'âge fini-miocène, qui bordent la dépression au SW et au NE du lac.

- le synclinorium de Putina constitue un haut plateau très entaillé, dominant au NE la dépression du lac Titicaca. Les sommets aui s'étaeent entre 4200 et 4500 m matérialisent de façon très visible la surface Puna. L'érosion a dégagé les structures dont l'aspect linéaire NW-SE est renforcé par d'immenses crêtes et dépressions parallèles sur des dizaines de kilomètres.

'Au point de vue géologique on peut dire qu'un proto-altiplano a commencé à s'individualiser 2 partir du Crétacé inférieur par la constitution d'un bassin continental subsident entre le "bourrelet dk Santa Lucia'' et la Cordillère Orientale. I1 est constitué par:

- un substratum hercynien, représenté par plusieurs milliers de mètres de sé- diments marins et continentaux, modérément plissés à l'Hercynien.

- des séries andines essentiellement continentales, représentées par une sé- quence crétacée et éocène à dépôts détritiques rouges et gris intercalés d'un mince niveau marin, plissés 5 la €in de l'Eocène (phase fini-éoche) ,et par une séquence oligo-miocène, volcano-détritique et volcanique, affleurant essentiellement sur 1'Altiplano occidental, plissés à la fin du Miocè- ne (phase f ini-miocène) .

- des séries récentes plio-quaternaires, volcaniques, lacustres, alluviales et glaciaires, non plissées, mais entaillées et faillées à plusieurs reprises. 15

' 30

Fig. 5 - Zonation morphostructurale du sud-est du Pérou. 16

LA CORDILLÈRE ORIENTALE

C'est une zone morphostructurale très fortement individuali- sée, qui est bordée par des failles au SW et au NE, Tout au long de son histoire mésocénozoïque, elle a joué en zone positive ce qui fait qu'actuellement l'essentiel des affleurements est formé de terrains paléozoïques, tandis que les séries mésocénozoïques sont réduites ou absentes. Les sommets, souvent englacés, de la zone faîtière atteignent 6000 m et la ligne de séparation deS.eaux ne descend jamais 2 moins de 4600 m. Cette zone faî- tière sépare le versant occidental caractérisé par des dénivelées modérées et un réseau hydrographique peu encaissé, du versant oriental très abrupt et à réseau hydrographique très encaissé.

1- LE VERSANT OCCIDENTAL COMPREND : - La pré-Cordillère de Carabaya : c'est une zone de collines et de pics située entre le synclinorium de Putina et la cours supérieur du rio Carabaya. Elle est constituée par du Paléozoïque supérieur et par quelques reliquats d'une couverture crétacée incomplète-La surface Pu- na y a été portée à une altitude de 4500 à 5000 m par un jeu de failles normales plio-quaternaires. Ce jeu est souligné par un abrupte à la limite entre le synclinorium de Putina et la pré-Cordillère de Ca- rabaya, et par un encaissement récent des cours d'eau à ce niveau. La pré-Cordillère de Carabaya est marquée par un modelé glaciaire important. De grands appareils morainiques récents occupent sa bordure NE qui descend en pente douce vers la dépression de Grucero-Ananea.

- La dépression longitudinale de Crucero-Ananea-Cojata. Elle est formée par une série de petits bassins évasés qui s'étendent sur plus de 150 kilomètres de long au pied de la zone faîtière. Ces dépressions, d'8- ge post-miocène, sont installées sur une zone faillée qui sépare la zone faîtière de la pré-Cordillère de Carabaya. Elles sont occupées par des dépôts récents, volcaniques, fluvioglaciaires et glaciaires discordants sur les terrains anté-pliocènes (Fig. 77)

2- LA CHAÎNEDES~~NEVADOS" ou ZONE PAPTIERE. La Cordillère Orientale culmine à près de 6000 m d'altitude, et comporte entre Macusani et Ananea toute une série de grands massifs glaciaires aujourd'hui en forte régression. La limite inférieure des nei- ges éternelles se trouve entre 5100 et 5200 m, et est en forte régression.

Au point de vue géologique, la zone faîtière est constituée par du Paléozoïque inférieur et supérieur ou par des intrusions hercyniennes. Elle est bordée au SW par des failles qui ont contrôlé sa mon- tée et qui ont porté, ici, la surface Puna à une altitude voisine de 6000 m (Fig.76)

3- LE VERSANT AMAZONIEN. I1 est extrêmement raide car, en moins de cinquante kilomètres, on passe de 6000 à 1000 m d'altitude. L'érosion régressive a fortement 17

disséqué ce flanc en donnant des vallées trSs profondes. Les appareils morainiques sont peu volumineux mais, par contre, descendent très bas jusqu'à 3200-3400 m. Au niveau des grands batholites de granites hercyniens qui affleurent au NW de Crucero et de Macusani, la morphologie est caractérisée par des moutonnements et par d'innombrables petits lacs glaciaires. Les crêtes du versant oriental descendem ea une courbe continue depuis 5000 m jusqu'à 1000 m et matérialisent une surface d'érosion, probablement. la surface Puna déformée et soulevée au Plia- Quaternaire, lors de la montée des Andes (pl. 1-3 ].

C'est une zone de cullines formant transition entre la Cordil- lère Orientale et la plaine amazonienne dont l'altitude descend vers le NE de 1000 ã 400 m. Elle est adossée à la Cordillère Orientale par l'intermé- diaire de la zone failGe subandine. ,

Au point de vue géologique, la zone subandine est coasritude par des séries mésocénozoïques continentales rouges qui ont: été plissées par la phase "fini-miocène". Au niveau de la faille subandine, c'est-à-dire au contact Paléozo!íque/Mésozoïque, les cours d'eaux sont souvent tr8s encais- sés et forment des canÖns (pongos). Au NE du ria Tambopata, les derniers reliefs de la zone subandine s'ennoient sous les épandages plio-quaternaires de piedmont non défomésdu rio Madre de Dias. L'aspect rectiligne de la limite entre la zone subandine et le piedmont, l'existence de cañons encaissés et de petits bassins plio-quaternaires intrazone subandlne, semblent indiquer un rejeu normal très récent des grands accidents subandins.

PREMIERE PARTIE

LE SUBSTRATUM PRE-ANDIN 20

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o Arequipa

Fig. 6 - Carte d'affleurement du Précambrien et du Paléozoïque inférieur. 1) Précambrien ; 2)' Paléozoïque inférieur; 3) Terrains post- Ilévonien ; 4) Granitordes hercyniens ; 5) Syénite de Macusani. 21

La chaîne andine, d'âge mésozoïque et tertiaire, repose sur un substratum de nature sialique, formé par les restes d'une chaîne hercynienne et par un socle précambrien qui constitue le prolongement vers l'ouest du craton brésilien.

Chapitre 1

LE SOCLE PRECAMBRIEN

Le socle précambrien (Fig. 6) affleure le long de la côte sud du Pérou entre Mollendo et Paracas, oÙ il a été décrit par BELLIDO et NARVAEZ (1960) sous le nom de "complexe basal de la côte". Dans la Cordillère même, en particulier dans la région que nous dtudions, il n'apparaît nulle part en sur- - face et son existence n'est clairement Btablie que plus au nord à Quincemil, dans l'anticlinal de Vilcabamba (rio Pichari), dans les Monts Shira et dans la Cordillère Orientale du Pérou central (DALMAYRAC 1970, MEGARD 1973). Une étude pétrographique détaillée, comprenant en particulier des datations U/Pb du Précambrien du Pérou, est exposée par B. DALMAYRAC dans le chapitre spécial sur le Précambrien auquel on est prié de -se reporter.

Rappelons simplement que le "complexe basal de la côte", égale- ment connu sous le nom de Massif d'Arequipa (mGARD et al. 1971) est constitué par des roches métamorphiques, notamment des granulites, des para- et orthogneiss, datés à 2000 MA (COBBING et al. 1977, DALMAYRAC et al., 1977 >, Cette série à 2000 MA a ensuite été reprise et rétromorphosée dansl'orogène brasilide à 600 MA, suivie de la mise en place de batholites de granites roses post-tectoniques.

Le Précambrien a été plus ou moins fortement affecté par les plissements hercyniens et andins. La reprise faible, au niveau de la Côte, a sans doute été plus intense sous les zones axiales hercynienne et andine.

Au regard de l'étude régionale présentée, il faut surtout con- sidérer l'importance qu.'a le socle précambrien en tant que soubassement sialique des chaînes hercyniennes et andines. Sa présence déterminera respectivement la naturel'intracontinentale" et "cordilléraine" des édifices hercyniens et andins avec les caractéristiques sédimentaires,tectoniques,magmatiques et métamorphiques très particulières qui correspond à chacune d'elle. ** h 22 '

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Chapitre 2

LE SUBSTRATUM PALEOZOÏQUE : LA CHAÎNEHERCYNIENNE

INTRODU(3TION

Les terrains paléozoiques affleurent essentiellement dans la Cordillère Orientale ainsi qu'au long de la dépression centrale de 1'Altipla- no, depuis le lac Titicaca jusqu'à la région de Cuzco. Sur la côte sua, l'ére- sion post-hercynienne a laissé subsister, localement, quelques affleurements dévoniens et paléozoïques supérieurs , discordants sur le socle précambrien.

On peut distinguer trois grands ensembles stratigraphiques (Fig. 7) :

Un ensemble paléozoïque inférieur, particulièrement épais, formé de terrains ordoviciens, siluriens et dévoniens à lithologie schisto-gréseuse monotone. Cet ensemble a été intensément plissé au Dévonien terminal-Mississipien infé- rieur par la première phase hercynienne dite "phase éohercynienne" (MEGARD et al. 1971). Cette phase est accompagnée d'un métamorphisme général épiza- na1 et d'un plutonisme syn- à post-tectonique;

Un ensemble paléozoïque supérieur, formé de terrains d'âge carbonifère et permien inférieur, qui repose en discordance angulaire sur le Paléozoïque inférieur. Le Paléozoïque supérieur est en général moins épais que le Paléo- zoïque inférieur; les dépôts sont continentaux (Groupe Ambo) ou marins épi- continentaux (Groupe Tarma, Groupe Copacabana) et sont caractérisés par une lithologie variée. Cet ensemble a ét.é plissé au Permien moyen par une deuxiè- me phase hercynienne dite "phase tardihercynienne", localisée dans le SE du Pérou (AUDEBAUD et LAZfBACHER 1969) ;

-Un ensemble permo-triasique post-tectonique, peu ou pas déformé, discordant sur les deux ensembles précédents. Ce sont les molasses continentales rouges, détritiques et volcaniques, du groupe Mitu. Associé au volcanisme acide se met en place un abondant plutonisme granitique (LANCELOT et al. ( 1978 ) dont la montée semble liée 2 un processus de'lrifting!' 24

2.1 - LE MATERIEL PALEOZOÏQUE

2.1.1 - LE PALBOZOÏQUEINFBRIEUR

Le Cambrien et l'Ordovicien sont souvent appelés Paléozoïque inférieur; le Silurien et le Dévonien correspondant au Paléozoïque moyen. Etant donné l'absence de tectonique calédonienne au Pérou, nous avons re- groupé en Paléozoïque inférieur l'ensemble des séries cambriennes, ordovi- ciennes, siluriennes et dévoniennes.

Dans le sud du Pérou, le Paléozoïque inférieur affleure avec une vaste extension dans la Cordillère Orientale, et sur l'Altipiano au NW du lac Titicaca. On trouve également quelques affleurements, assez ré- I duits sur la côte, à Toran et à Cocachacra (Fig. 6).

Nulle part nous n'avonsobservé la série basale de l'Ordovicien, constituée de conglomérats, grès, basaltes et volcanites qui a été trouvée, dans l'anticlinal de Shira et dans la Cordillère de Vilcabamba, par les géologues pétroliers et par MAROCCO et ZABALETA (1974). Les plus anciens . termes datés du Paléozoïque inférieur correspondent à l'brénigien supérieur. Au point de vue lithologique le Paléozoïque inférieur est constitué de 10.000 2 15.000 m de schistes et de grès marins, affectés par un métamorphis- me épizonal. De l'Ordovicien inférieur au Dévonien supérieur, on distingue deux périodes de sédimentation, interrompues par une émersion caractérisant le passage de l'Ordovicien au Silurien :

- une période de sédimentation ordovicienne (480-440 MA) qui débute avant 1'Arénigien supérieur et qui se termine probablement vers la fin du Ca- radocien;

- une période de sédimentation siluro-dévonienne (435-350 MA) qui débute au Silurien inférieur par des grès et des lutites sur 1'Altiplano et par des dépôts tillitiques dans la Cordillère Orientale.

Les caractéristiques essentielles de la stratigraphie du Paléo- zoïque inférieur de la Cordillère Orientale ont été décrites dans un article récent (LAUBACHER 1974); j'insisterai ici plus particulièrement sur les observations,encore inédites, faites au niveau de 1'Altiplano.

1- L'ORDOVICIEN. (Fig. 8) Dans la Cordillère Orientale, la série ordovicienne qui constitue l'essentiel des affleurements de Paléozoïque inférieur, présente une épaisseur supérieure à 7000 m. Le Llanvirnien a été reconnu par DOUGLAS (1920 et 1932) et BULMANN (1931 et 1932) grâce 2 des Grapto- iites trouvés près de San Gaban. Plus récemment,le Caradocien a été reconnu dans la Cordillère Orientale (LAUBACHER 1974) et sur l'Alti- plano (BOUCOT et MEGARD 1972, LAUBACHER 1973). 25

Fig. 8 - Carte d'affleurement de l'ordovicien. 1) Arenigien terminal 5 Caradocien inférieur; 2) Caradocien; 3) Paléozoïque inférieur indifférencié; 4) Granitozde hercynien ; F) Gisement fossilifère ; A et B : coupes Fig. 10. 26

Quand j'ai commencé ce travail, le Paléozoique.inférieur n'avait pas encore été différencié. La rareté des gisements fossilifères et la mono- ' tonie des faciès lithologiques rendaient particulièrement difficile une subdivision en étages. Aussi, prof itant des ressemblances entre 1.e Paléozoique inférieur du SE du Pérou avec celui du nord de la Bolivie qui était mieux connu (AHLFELD et BRANISA 1960, MARTINEZ et al. 1971, SUAREZ 1976), J'ai introduit une subdivision en unités lithologiques. Ces unités, qui coïncident approximativement avec de grandes coupures stratigraphiques, ont grandement facilité la cartographie.

L'OrdovicFen est représenté généralement par deux grandes séquen- ces; l'une, lutitique, est approximativement représentative de l'Ordovicien moyen (fm San José), l'autre, très grèseuse, est partiellement représenta- tive de l'Ordovicien supé'rieur (fm Sandia).

1.1- L'ORDOVICIEN MOYEN (formation San José),

Il est représenté au sein d'une épaisse série de schistes, noirs å Graptolites que J'ai appelé formation San José (LAUBA- CHER 1974). La formation San José n'affleure que dans la Cor- dillère Orientale. Sur l'Altipiano, l'ordovicien le plus ancien en affleurement est représenté par du Caradocien.

L'Ordovicien moyen a été reconnu d'abord par DOUGLAS (1920) sur le rio Chaquimayo, affluent du rio San Gaban, grâce ã des Graptolites d6terminés par LAPWORTH (in DOUGLAS ii 920). D'autres découvertes fossilifères, sur le rio Quitari, près de Quincemil (DOUGLAS 1932), et sur le rio Inambari (DAVILA et PONCE DE LEON 1971, LAUBACHER 1974), ont permis de préciser l'$ge de la formation San José.

Cette formation affleure au coeur d'un grand anticlinorium NW-SE (Fig. 8) , sur une largeur de 15 2 20 km, sur plus de 200 km de long, entre le rio San Gaban et la frontière bolivienne: c'est l'anticlinorïm de San José.

Ce sont des schistes noirs, souvent ampélitiques, et des séquences à aspect de micro- ou crypcoflyschs formés de minces niveaux grèseux fins, de couleur claire, passant graduellement 2 deS.niveaux de lutites noires, 4 ou 5 fois plus épais. Ces séries flyschoïdes ont un rythme d'alternance régulier de 5 2 10 cm. L'ensemble de la séquence, et plus particulièrement les niveaux ampélitiques, sont très pyriteux.

L'étage le mieux daté et qui correspond en épaisseur, aux trois quarts de la formation San José, est le Llanvirnien; il contient une riche et abondante faune, particulisrement des Graptolites, des Trilobiteset des Brachiopodes.

Sous les niveaux fossilifères du Llanvirnien j'ai trouvé, à Carcelpuncco, sur le rio Inambari (Fig. 17 ),des schistes noirs lithologiquement semblables à ceux du Llanvirnien, mais qui, par leur 'faune, sont susceptibles de représenter le sommet de l'Ars- nigien (LAUEACHER 1974) * 27

Le Llanvirnien fossilifère est surmonté de schistes noirs pouvant représenter du Llandeilien, bien qu'aucune faune de cet 8ge n'ait été trouvée à ce jour. L'apparente continuité de la sédimentation entre le Llanvirnien et le Caradocien inférieur daté (mine de Santo Do- mingo, BERRY in LAUBACHER 1974) rend sa présence très plausible.

L'épaisseur totale de ces séries est considérable. Dans les val- lées encaissées du versant amazonien, notamment dans celles de Sandia, de Sina et de Quitun, qui entaillent profondément le Paléozoïque infé- rieur, l'Ordovicien moyen est exposé avec une épaisseur estimée à plus de 3500 m (Pig. 12). Plus au NE, dans la zone subandine, la série se condense et n'est plus représentée que par 800 m de schistes noirs environ, C'est là un argument pour penser que l'Ordovicien, et en particulier l'Ordovicien moyen, s'amincit rapidement vers le nord-est en direction du Bouclier brésilien.

1.2- L'Ordovicien supérieur. (Fig. 8) I1 est constitué,pour l'essentie1,par une épaisse série de bancs de quartzites intercalés de minces niveaux de schistes gris noirs (Fig. 12). En Bolivie, l'Ordovicien supérieur est bien connu depuis la région de Tarija (AHLFELD et BRANISA 1960) jusque dans le Nord,vers la région du Caupolican . Récemment, il a également été mis en évidence,dans le sud du Pérou, sur 1'Altiplano (BOUCOT et MEGARD 1972) et dans la Cordil- lère Orientale (LAUBACHER 1974) , oÙ il surmonte en concordance et en continuité stratigraphique l'Ordovicien moyen.

a)- L'Ordovicien supérieur de l'bltiplano (formation Calapuja inférieur) Des terrains, 2 faunes caradociennes, affleurent dans les collines situées au nord de Juliaca (BOUCOT et IEGARD 1972), entre Cala- puja et Lampa (Fig. 9). Des fossiles caradociens ont également été trouvés au nord et à l'est d'byaviri. I1 apparaît ainsi que les affleurements de Paléozoïque inférieur qui bordent la dépression centrale de l'Altiplano,décrïts par NEWELL (1949) sous le nom de Grou- pe Cabanilla incluent des terrains allant de l'Ordovicien supé- rieur au Dévonien et même au Mississipien. Ces séries, et plus par- ticulièrement l'Ordovicien, n'ayant jamais été décrits en détail, j'en présente ici quelques coupes.

.La coupz Culapuj'a-Lampa. (Fig. 9 et 10 ) De tout le Pérou, c'est actuellement la coupe oÙ on observe la série paléozoïque inférieur la plus complète et la plus accessible.Elle comprend l'Ordovicien,le Silurien,le Dévonien,le Mississipien et le Permo-Trias.

Les séries que la coupe traverse, affleurent 5 l'ouest de Calapuja dans les collines qui ont pour nom : Cerro Sara, Cer- ro Catacora, Cerro Iquiñito (feuille au 1/100000 de Juliaca,IGM, Pérou). Les couches, de direction N.140", pendent de façon quasi monoclinale entre 40" et 80" vers le SW, Sur le flanc est des collines, au niveau de la hacienda Buena Vista, une grande faille inverse NW-SE, à pendage de 30" à 40" vers le SW, amène l'Or- Fig. 9 - Carte d'affleurement du Paléozoïque de la région nord-ouest de Juliaca. 1) Plutons; 2) Plio-Quaternaire; 3) Oligo-Miocène; 4) Crétacé; 5) Permo- Jurassique; 6) Mississipien (faciès Ambo); 7) Dévonien; 8) Silurien moyen et supérieur; 9) Silurien inférieur; lo) Caradocien; F) sires fossi- lifères. 29

sw Co Monterio C' Lloquera NE I rout e I I rlo Juliaca- Lampa i Hda.Chagropi ! Pucara Calapuja I I I I I I I I III ! z z IZI7I I I

,. Fig. 10 - Coupe Lampa-Calapuja (localisation sur la Fig. 8-B) p2-tl: Permo-Jurassique; hl: Mississipien; : Dévonien infé- rieur;s3-2: Silurien moyen et supérieur; s dl. Silurien inférieur; O2 :Ordovicien supérieur; 2 décrochement; IF fossiles.

dovicien supérieur B chevaucher des terrains allant du Silurien au Tertiaire. De la hacienda Buena Vista (oÙ affleure la base de la sé- rie) vers le'sud-ouest, l'Ordovicien supérieur affleure, de la base vers le sommet, avec la succession lithostratigraphique suivante :

25 m de grès en gros bancs, 100 m de lutites grises, intercalées de petits bancs de grès 2 la base et contenant de nombreuses concrétions dolomitiques B Pélb- cypodes ; 100 m de grès fins silteux, peu stratifiés, et fortement altérés, contenant des nodules (avec Trilobites). La partie supérieure de ces grès; très fossilifère, a livré une abondante faune bien conservée de Brachiopodes, Trilobites, Crinoides, Bryo- zoaires, Gastéropodes, Lamellibranches et Pélécypodes datant la série du Caradocien (k).

Les seules précisions actuellement disponibles concernent les Trilobites qui correspondent au genre CpyptoZithus sp. et Ceraurine2Z.a sp. (xx) . 3000 m (et p1us)de lutites gréseuses contenant une dizaine d'intercalations de quartzites massives, blanches à rougeâtres, en hori- zons épais de 50 à 100 m.

Cet ensemble, qye j 'appelle fm Calapuja inférieur, est surmon- té par une série flyschoide d'Pge llandovérien inférieur ou peut-être ashgillien B llandovérien inférieur (Fig. 10 et 19) L'épaisseur totale de cette série caradocienne,supérieure 2 3500 m est du même ordre que dans la Cordillère Orientale, et montre ainsi que nous nous trouvons encore dans la zone subsidente.

f Détermination préliminaire par A.J., BOUCOT, Oregon States University Corvallis, U.S.A. ri& Détermination par W.T. DEAN,Canada. -. 30

SW NE Ayaviri c' Morocuyo I ! C'Tiahuanaco

Fig. 11 - Coupe Ayaviri - Cerro Morocuyo (voir localisation sur Fig, 8-A) m3 : Miocène; m2 : Oligocène; c : Crétacé; pz-tl : Permo-Jurassique; hl : Mississipien; dl : Dévonien inférieur; 53-2 : Silurien moyen et supérieur; s1 : Silurien inférieur; 021 : Ordovicien supérieur (Ca- radocien; S : schistosité; Z : décrochement; F : fossiles.

D'autres coupes, faites au NE de la route reliant Ayaviri 2 Santa Rosa, ont permis de retrouver un Ordovicien supérieur 2 lithologie voisine de celle de la fm Calapuja inférieur. Deux gisements fos- silifères, datés du Caradocien par le Dr BOUCOT (a) ont été trouvés, le premier à l'entrée de la quebrada Puncco au NE d'Ayaviri (Fig. 11 ), le deuxième dans la quebrada Chaquimayo, au NE de la hacienda San An- tonio, dans un petit vallon sec adjacent, qui descend entre les Cer" ros Incahuaco et Jalacunca. Les fossiles ont été recueillis à la base d'une série de quartzites analogue à la séquence inférieure de Cala- puja. Au NE d'hyaviri dans la Quebrada Puncco,les couches de l'ordovicien supérieur pendent de façon monoclinale vers le NE de 70 2 20". On distingue de la base vers le sommet :

50 m de grès fins .et de lutites, à fossiles caradociens, 1200 m 2 1500 m de quartzite's en gros bancs et de grès fins silteux; - 500 m et plus, de lutites à intercalations de petits bancs de grès, avec lentilles dolomitiques à figures de type "cone in cone";

cette série rappelle par sa position stratigraphique et par ses ca- ractéristiques lithologiques, le Llandovérien inférieur de Calapuja.

Nous ne retrouvons pas ici tous les termes du Paléozoïque, en particulier le Dévonien,car la série paléozoyque est tronquéeldans cette région,par une surface pré-crétacée.

- k Détermination préliminaire par A.J. BOUCOT, Oregon States University Corvallis, U.S.A. 31 b)- L'Ordovicien supérieur de la Cordillère Orientale (fm Sandia). Dans la Cordillère Orientale, l'Ordovicien moyen passe en concordance et en apparente continuité stratigraphique à l'Ordovicien supérieur. Celui-ci affleure largement et on le recoupe sur les flancs NE et SW de l'anticlinorium d'0rdcvicien moyen de Sa2 JOSE, cité plus haut (Fig. 8).

L'Ordovicien supérieur dont seul le Caradocien a été reconnu, semble être constitué par : - une séquence de schistes noirs 2 la base, qui sont inclus dans la &I San José en raison de leur lithologie. - une séquence détritique (fm Sandia), qui surmonte la précédente et qui, en épaisseur, représente l'essentiel de l'Ordovicien supérieur. I1 s'agit de bancs de quartzites intercalés de niveaux schisteux noirs, plus ou moins épais. Dans la vallée de Sandia, l'épaisseur dépasse 3500 m; elle se réduit vers le nord-est et 2 Carcelpuncco (rio Inambari) on n'a plus que 500 m de quarzites (Fig. 12 et 17)

Donndes paZéontoZogiques. _I Deux gisements fossilifères ont permis de prouver l'existence du Caradocien dans la Cordillère Orientale; le premier est situé près de l'ancienne mine d'or de Santo Domingo (Fig. 8). Des Schis- tes noirs, situés sous une épaisse série de quartzites, ont livré des Graptolites datés du Caradocien inférieur (BERRY in LAUBACHER 1974). Le deuxième gisement est localisé 25 km au nord du précédent, dans le lit du rio La Pampa,oìi dans une série redressée de quartzites,j'ai trouvé d'abondantes empreintes de Brachiopodes, Trilobites, etc., d'8ge caradocien (BOUCOT in LAUBACHER 1974). Dans cette même région STEINMANN (1 929) signale DipZograptus cf. truncatus LAPW. qui suggère également un âge caradocien.

2- LE PASSAGE ORDOVICIEN-SILURIEN. En Bolivie (BRANISA et al. 1972), en Argentine (ANOS 1972 in BERRY et BOUCOT) et dans le sud du Pérou (DAVILA et PONCE DE LEON 1971, LAUBACHER 1974 et T/IAROCCO et ZABALETA 1974) la base de la transgression siluro-dévonienne est représentée par des dépôts glaciaires reposant en "overlap" régional sur différents termes de l'Ordovicien. Dans la Cordillère Orientale du sud du Pérou, ces dépôts surmontent en concordance les quartzites de l'Ordovicien supérieur (LAUBACHER 1974). Par contre, sur L'Altipiano ils sont absents.

La récente découverte de sédiments datés du Llandovérien in- férieur (appartenant peut-être à une série ashgillienne et llandové- rienne inférieur,(BOUCOT et al. sous presser sur 1'Altiplano péruvien,repose entièrement le problème du passage Ordovicien/Silurien, et en particulier 1'8ge et la durée de l'émersion. 3 2.

\ \ \ \

1 kr I'iI

1-4 1-4 shales dykes et sills -- I)'

plvolc ani tes

F fossiles m]conglomerati

IKI lentilles dolomitiques 33

.. 3- LE SILURO-DEVONIEN. (Fig. 13)

3. I- Le Llandovérien inférieur de Calapuja (Altiplanol.

Dans la coupe de Calapuja 2 Lampa (Fig. 10 ), cette série lutitique et gréseuse, épaisse de plus de 600 my fait suite en concordance au Caradocien. Elle occupe, au point de vue géomor- phologique, une longue dépression entre la Lagune Chacas et la Hacienda Chagrapi (Fig. 9).

Les couches sont subverticales ou à fort pendage vers le SW. Au point de vue lithologique, c'est une série flyschoïde correspondant à une alternance de minces bancs de grès et de lutites grises, en proportion de l/3. Elle contient de fréquen- tes lentilles dolomitiques, qui sont caractérisées par des figures de type "cone in'cone". Quelques sills et dykes basiques s'intercalent ou percent les séries. Tout à fait au sommet de la séquence, et juste sous des grès du Silurien moyen et supérieur de la formation Lampa,nous avons receuilli,dans un banc de grès friable,les fossiles suivants (x):

CZarkeia peruviana Boucot; ~ Harringtonina paraguayensis; CastelZaroina sp. ou Eostropheodonta s. str.; Cryptothyrella sp. ?; et Heterorthella ? '

Cette faune est d'âge llandovérien inférieur (BOIJCOT et al., sous presse) et la formation que nous avons appelé "Formation Ca- lapuja supérieur" pourrait appartenir à un intemalle Ashgill- Llandovérien inférieur.Au point de vue écologique,les espèces décrites correspondent à un mélange de faunes malvino-cafxiques et nord-américaines. .- Elles sont à rapprocher de la faune des couches Llallagua de Pojo en Bolivie (Llandovérien supérieur basal), décrites dans BOUCOT et al. (sous presse) , par opposition aux faunes froides typiques du domaine malvino-cafre.

(+) Détermination BOUCOT. Le Silurien du sud du Pérou fait l'objet 'd'une note intitulée "Additions to Silurian stratigraphy, Lithofacies, Paleonto- logy and Biogeography for Bolivia and Southern PerÙ" par BOUCOT, GRAY, BRANISA et LAUBACHER (sous presse,Elsevier)

Fig. I2 - Principales colonnes stratigraphiques du Paléozorque inférieur du sud du Pérou. Localisation : 1) Cocachacra; 2) Toran (PAREDES 1964); 3) Taya- Taya-Huertas; 4) Cerro Japune; 5) Calapuja-Lampa; 6) Cerro Moro- cuyo (NE d'llyaviri); 7) Tinta (NEWELL et al. 1953); 8) Vallée de Sanckla; 9) Cañon de Carcelpuncco .b Symboles : m3 Tertiaire supérieur; j-t Trias-Jurassique; tl-pZ Permo-Trias ; h2-p 1 Pennsylvanien et Permien inférieur; hl Mls- sissipien; d2 Dévonien moyen; dl Dévonien inférieur; sd Siluro- Dévonien ; 52-3 Silurien moyen 'et supérieur; s1 Silurien infé- rieur; s Silurien; O2 Ordovicien supérieur; 013-4Ordovicien moyen; pll Paléozoïque inférieur indifférencié. - , 34

Fig. 13 - Carte d'affleurement du Siluro-Dévonien. - 1- Dévonien; 2- Silurien; 3- Siluro-Dévonien indifférencié; 4- Paléozoïque inférieur indifférencié; 5- Granito'ide hercynien s.1.; F : site fossilifère. A. - Localisation de la coupe 14 Des séries, 3 lithologie et position stratigraphique analogues, ont été retrouvées au NE de Tirapata, au NE (Quebrada Puncco, Fig. 11 ) et au N d'Ayaviri (Quebradas Chaquimayo et Chosicani). 3.2-

Vers le NW, on connazt encore du Dévonien 2 Marangani près de Sicuani (NEWELL et al., 1953, AUDEBAUD 1973).

Le Dévonien est connu dans le sud du Pérou depuis DOUGLAS (1920) et NEWELL (1949). Ce dernier avait donné à l'ensemble du Paléozoïque inférieur le nom de' Groupe Cabanillas. Des découvertes paléontologiques récentes (BOUCOT et MEGARD, 1972; LAUBACHER 1973) démontrent que le Groupe Cabanillas comprend, non seulement du Dé- vOnien,mais aussi du Silurien et de l'ordovicien. Une nouvelle cartographie de la plupart de ces affleurements a permis de préciser davantage les caractéristiques du Si.lurien et du Dévonien, grâce à un abondant contenu fossilifère (x). En réalité, aucune des coupes ne permet d'avoir une séquence entière. Cependant, celle de Taya- Taya 2 Cabanillas, complète partiellement celle de Calapuja b Lam- Pa, et Permet ainsi d'obtenir une succession stratigraphique presque complète du Silurien moyen au Dzvonien moyen. a)- Section du Cerro Monterio (7Oo19'W et 15'17's). (suite de. la coupe Calapuja-Lampa, Fig. 10 ) A 1'W de la hacienda Chagrapi, le Llandovérien inférieur est surmonté en concordance par 600 à 700 m de Siluro-Dévonien dont les couches pendent de 45" à 60" vers le SW. La succession lithologique est la suivante de la base vers le sommet :

Le Si Zwo-Ddvonien. . 5 m de grès fins jaunes-verdâtres, psammitiques contenant CZarkeia antisiensis; HaFFingtQninU acutipZicata, Amo- sina fuertensis et HeterortheZZa freitana d'âge llan- dovérien tardif à ludlowien. I 150 m de grès fins micacés et de lutites, de couleur jaune à verdâtre.

400 m de grès fins micacés, bien stratifiés en bancs jointifs de 10 à 15 cm d'épaisseur, contenant parfois des petits galets de quartzites arrondis. Vers le sommet ont été trouvées des empreintes d'AustraZocoeZia tourte Zoti et de Tentaeulites sp., datant cette séquence du Dévonien inférieur.

Discordance angulaire Faible (5 b 15").

(x) Tous les fossiles du Siluro-Dévonien ont été déterminés par A.J. BOU- COT, O.S.U. Corvallis, U.S.A. ._.. _. 36

SW NE

C'Jajoloma rio I C' Japune Pucars t I 1 I \ \ \ 1 \ I

.- Fig. 14 - Coupe à travers le Siluro-Dévonien du Cerro Sapune. (Localisation sur la Fig. 13) c : Crétacé; pz-tl : Permo-Jurassique; hl : Mississipien; d,: Dévonien inférieur; S2-3: Silurien moyen et supérieur; F : site fossilifère.

Le Mississipien. 150 à 200 m de,grès arkosiques grossiers, microconglomérats, shales gréseux à plantes comprenant Rhacopteris sp ., Sphenopteris . Calamites sp. et des empreintes de troncs d'arbres.

Cette série siluro-dévonienne (Fm Lampa) affleure de na\~S~u plus à l'W, au long de la route qui va de Lampa à Juliaca, et des Eos- siles siluriens ont été trouvés à côté de la borne Km 15. Il s'agit de Brachiopodes du genre Harringtonina sp. et CZarkeia sp. A 1'W de la route Calapuja-Pucara, une section E-W à travers le Cerro Japune (Fig. 14 ) a permis de retrouver les mêmes termes lithologiques fossilifè- res du Siluro-D&vonien; cependant,les grès du Dévonien inférieur montrent ici un dgveloppement supérieur à 1500 m.

b)- Section Huertas - Taya-Taya. (Fig.15 et 16) Elle se situe à 40 km environ au SW de Juliaca, entre Taya- Taya et Cabanilla, de chaque côté de la rive gauche du rio Cabanilla. Cette section a déjà été décrite par DOUGLAS (1920) et par NEWELL (1949). Elle permet de voir près de 2500 m de Siluro-Dévonien avec un pendage de 20 60" vers le NE.La base de la série siluro-dévonienne n'affleure pas et la séquence lithologique est un peu différente de celle du Cerro Montério et du Cerro Japune. Le passage du Silurien au Dévonien est très détritique et se fait par une épaisse série de quartzites. De la base vers le sommet, la série comprend : ! . Le Silurien.

400 m de grès lutitiques gris-verts, à stratification peu marquée, avec Harringtonina acu&iplicata, Ammina fuertensis d'âge llandovérien terminal à ludlowien.

300 m de grès et lutites en petits lits,. en alternance rythmique. . Le Si Zuro-D&on

Fig. 15 - Carte des affleurements de Siluro-Dévonien de la région de Cabanilla . 1 : dépôts plio-quaternaires; 2 : volcanites pliacènes (Fm Sillapaca); 3 : Crétacé et Eocène; 4 : conglomérat permo-jurassique; 5 : Dévonien inférieur et moyen; 6 : Silurien ; 7 : Plutons andins.

W E

C' Llurajaya C' Y anaorco I 1 I I I I 2km I I I I l I I I I

Fig. 16 - Coupe 2 travers le Silurien et le Dévonien entre Taya-Taya et Cabanilla (Localisation sur la Fig. 15) C: Crétacé ; dl : Dévonien inférieur ; s * Silurien moyen et 2-3 ' supérieur; sd: séries de passage du Silurien au Dévonien. F fossiles. 38 .-

. Le. Dévonien. 500 m de grès cimentés intercalés de lutites, formant trois hori- zons durs séparés par deux niveaux friables; le paquet supé- rieur contient : ScaphCocoeZia sp. , CryptoneZZa sp. , Austra- coezia tourteZoti; la barre inférieure a livré des empreintes d'AustraZocoeZza t0urteZot-i. Cette faune est emsienne. 600 m de grès fins et de lutites, gris verdâtres, bien stratifiés qui contiennent de nombreuses concrétions en boule. J'y ai recueilli les fossiles suivants : AustraZospirifer sp. , Pli- copZasia s~.,AustraZocoeZia tourteZoti, SaZopina s~.,Der- byina ? sp. , PZeurodictywn sp. , PZatyceras sp. , AnopZia ? sp., Chonetes arcei. Ils datent la formation de 1'Emsien. 200 m de grès et de quartzites blanchâtres, en gros bancs de plu- soeirs mètres, formant une grosse barre (grès de iluertas). Les interbancs contiennent des fossiles dont PZicanopZia ? sp., TropidoZeptus sp., Notiochonetes sp., PZeurodyctyum sp. Cette faune date cet horizon gréseux de 1'Eifélien.

On peut remarquer que ces grès de Huertas ont une position stratigraphique voisine des grès des couches de Cruz Loma en Bolivie(W0LFART et VOGES 1968).

200 m et plus de lutites grises à rougeâtres, très friables contenant des concrétions en forme de "pains" ou boules.

Discordance angulaire forte, de plus de 90°, . Le Pemo-Jurassique . 30 m de conglomérats grossiers 2 616ments de quartzites, de grès, d'intrusifs dioritiques inclus dans une matrice grossière, arkosique, rouge lie de vin.

. Le Crétace'. 25 m de calcaires gréseux bien stratifiés de la fm Sipin, 100 m de conglomérats et grès de la fm Huancane, 100 m et plus de calcaires et lutites du Groupe Moho.

L 'épaisseur totale du Siluro-Dévonien reprgsenté dépasse 2400 m. Une grande partie du Dévonien moyen et tout le Dévonien su- périeur sont manquants. 3.3- Le Siluro-Dévonien de la Cordillère Orientple. La présence de Siluro-Dévonien dans la Cordillère Orientale est maintenant une chose prouvée. Cependant, nous en sommes encore au stade de la reconnaissance. En attendant, je propose d'y distinguer deux formations lithologicpement dsérentes : - le %veau glaciaire basal, encore appelé f ormatiop Zapla.(a) - la série siluro-dévonienne post-tillite ou formation Ananea.

(a) Nom du niveau glacio-marin trouvé par SCHLAGINTWF,IL (1943) à la base du , Silurien, dans Le nord de l'Argentine. a)- Le niveau glaciaire basal ou I" formation Zapla I'., (Fig. 12, 17 et 18) Une$diamictite a été trouvée à Carcelpuncco sur le rio Inam- bari (DAVILA et PONCE DE LEON 1971 , LAUBACHER 1974), en pseudo-concordance sur l'ordovicien. I1 s'agit soit d'une tillite, soit d'une dia- mictique contenant du matériel glaciaire repris. La présence de Chiti- nozoaires et d'Hystrichosphères indique indiscutablement qu'il s'agit d'un dépôt marin. Au point de vue lithologique, c'est un horizon dé- tritique non classé et stratifié, contenant cependant quelques bancs de grès présentant des déformations en convolutes synsédimentaires. Cet ensemble, épais de 150 à 200 m, est surmonté par 15 B 20 m de quartzites en gros bancs. A l'oeil nu,"la tillitel'se présente comme une micro-brèche de couleur gris-verdâtre, sans aucun granoclassement, dans laquelle flottent des éléments anguleux ou arrondis de quartz, granite, gneiss et schistes dont la taille peut atteindre 20 cm. Au microscope, on distingue essentiellement des grains de quartz anguleux ou ronds, de toutes tailles et des séricites détritiques. A Carcelpuncco, le contenu paléontologique de la tillite indique un âge silurien s.1. (DAVI- LA et PONCE DE LEON 1971).

b) - La série siluro-dévonienne postL'tillite"(f ormation Ananea) . A-CsrLe9gnLcg CuIdgszug de2 LiLlLtgs-eL des- cp&rgzitgsL viennent des schistes noirs fins, datés du Wenlock-Ludlow par des Hys- trichosphères et des Chitinozoaires (DAVILA et PONCE DE LEON 1971). En raison de la mauvaise qualité des affleurements dans le lit du rio , Inambari, on peut simplement dire que l'épaisseur de cette série est , supérieure B 500 m. De nombreux sills et dykes basaltiques (basaltes olivine) s'intercalent ou recoupent le Siluro-Dévonien (LAUBACHER 1974). Des stocks hypovolcaniques et dykes basiques ont été signalés par KATZ (1959) sur le rio Candamo, affluent du rio Tambopata. ------Dans la vallée de Sandia, entre Cuyo-Cuyo et Ananea, les quartzites de 1 'Ordovicien supéryeur (fm Sandia) sont surmontées par une puissante séde de schistes noirs épimétamorphiques appelée formation Ananea (LAUBACHER 1974) qui regroupe dans la Cordillère Orienta- le des dépôts d'âge silurien et probablement aussi dévonien. Litholo- giquement, la formation Ananea est une puissante série de schistes noirs, finement stratifiée ou même sans stratification visible, contenant vers le sommet (?) quelques bancs de quartzites. La base de la formation Ananea semble avoir été laminée par un accident inverse en- I tre l'Ordovicien et le Siluro-Dévonien, ce qui pourrait expliquer l'absence, B ce niveau, de la tillite de base (fm Zapla).

L'éDaisseur totale, difficile à estimcr B cause de la tectonique tangentielle qui l'affecte, paraît largement supérieure à 2500 m. L'8ge silurien de cette formation a été confirmé par la présence de fossiles,à affinités siluriennes,dans son prolongement direct en Boli- vie tout près de la frontière Pérou-Bolivie (e).

(k) Excursion MARTINEZ-LAUBACHER en 1972; gisement de la lagune Col010 avec HomoZonotidae indet . , Trimerus. Zinares, Tentaeulites sp. , "da sp. , Nu- eulites sp., NucuZa boZiviensis Swartz, PeZecipodes indet. Détermination .Mario Urduninea, La Paz, Bolivie. Par contre, nous ne sommes pas arrivé à prouver l'existence du Dévonien dans la Cordillère Orientale. Cependant, cet étage existe dans le nord de la Bolivie (AHLFELD et BRANISA 1960, RIVAS 1968, MARTINEZ et al. 1971). Pour des raisons de continuité évidentes, il me semble que le Dévonien doityou devait être,présent au sein de la formation Ananea. Seule l'absence de fossiles,ou éventuellement l'éro- sion post-hercynienne, empêchent son identification.

4- CONCLUSIONS. PALEOGEOGRAPHIE DU PALEOZOIQUE INFERIEUR. L'étude des séries du Paléozoïque inférieur du sud du Pérou, met en évidence l'existence d'un vaste bassin marin établi sur une croûte sialique, dont l'axe subsident, orienté NW-SE, est situé entre le lac Titi- caca et le flanc NE de la Cordillère Orientale. Au niveau de cet axe, & paisseur totale est supérieure à 10.000 m et pourrait atteindre 15.000 m. La sédimentation est uniformément schisto-gréseuse, plus détritique dans la région de 1'Altiplano et plus pélagique et lutitique dans la Cordillère Orientale. Cependant, elle n'a pas été continue de l'Ordovicien au Dévonien et les dépôts ordoviciens et siluro-dévoniens se sont.accumulés en deux.pé- riodes séparées par une émersion caractérisant le passage Ordovicien-Silu- rien.

4.1- La sëdimentation ordovicienne. On ne connaît pas exactement l'âge de la transgression du Pa- léozoïque inférieur dans le sud-est du Pérou, car la base n'affleure pas. Cependant,les discordances de Huacar dans le centre du Pérou (DAL- WYRAC 1970), de Vilcanota dans la région de Cuzco (MAROCCO et ZABALE- TA 1974) suggèrent qu'elle a eu lieu à l'hrénigien.

De 1'Arénigien au Llandeilien, une sédimentation pélagique se dépose dans,une mer ouverte vers le sud et probablement vers le nord. Elle est alimentée par des terres émergées, de nature sialique, situées d'une part h l'ouest (Massif d'Arequipa et sa prolongation vers l'ouest) , d'autre part 2 l'est (Bouclier brésilien). Au Caradocien, la sédimentation devient très détritique soulignant ainsi une vigoureu- se reprise de l'érosion. Cette alimentation détritique provient en grande partie de l'ouest; ces apports occidentaux sont suggérés,dans le sud du Pérou,par les variations latérales du lithofaciès qui,de dé- tritique à 1'W,a tendance 1 devenir plus lutitique vers le NE en direction de la zone subandine.

4.2- L'émersion ashgillienne, l'tige de 1a"tillite"Zapla : un essai de corré- lation. La période d'émersion, qui sépare les dépôts ordoviciens su- périeurs des premiers dépôts de la transgression silurienne, est actuellement encore très mal calée.

En Argentine et en Bolivie, il semble qu'elle débute après le Caradocien, car 1'Ashgillien n'a pas été reconnu;cependant 1'Ashgil lien terminal pourrait être présent sur l'bltiplano sudpéruvien à la base de la fm Calapuja supérieur. 41

L I\ I I Fig. 17 .- La Formation Zapla et le Paléozoïque inférieur au niveau du cañon de Carcelpuncco (rio Inambari) (Localisation sur la Fig. 12). 1 : Siluro-Dévonien; 2 : Formation Zapla; 3 : Ordo- vicien supérieur; 4 : Ordovicien moyen; 5 : %so-Cénozorque; 6 : Sills et dykes basaltiques; 7 : Axe de pli.

CORDILLERE , ALTIPLANO NE ORIENTALE I CôTE sr

L ------COCACH~ACRA I - - - SILURO- DEVONIEN - ---

D’AREQUIPA

- pp r--,-- ...... :. . .:... .. mI4 Fig. 18 - Essai de corrélation entre les séries siluriennes de la Cor- dillère Orientale et de 1’Altiplano. 1 : Siluro-dévonien h faunes malvino-cafres; 2 : niveau glacio-marin Zapla ; 3 : Silurien et Dévonien à faunes chaudes.

.. - 42

I I

O O W

I I I' I I I I I I I

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NZINOA3CI N318flTIS I N 3 I3IA0 a 80 43.

La limite supérieure de cette émersion est encore plus dis- cutée. En Bolivie on sait qu'elle est pré-Llandovérien supérieur.

Dans le sud du Pérou, le Llandovérien inférieur et peut-être 1'Ashgillien terminal sont présents sur 1 'Altiplano péruvien (voir supra) avec une faune d'eaux chaudes analogue à celle des couches Llalla- gua de Pojo en Bolivie (BOUCOT et al.( sous presse). Malheureusement le niveau glacïo-marin repèret fait défaut.

A partir de ces nouvelles données, deux hypothèses sur 1'8ge de I'émersion et de la tillite de Zapla, sont possibles :

a)- L'émersion est post-Llandovérien inférieur et'lla ti1lite"Zapla est d'âge llandovérien moyen à supérieur (postérieure au Llandovérien inférieur de 1'Altiplano et antérieure au Llandovérien supérieur de Pojo).

b)- L'émersion est ashgillienne et l'âge de la transgression "silurienne", c'est-à-dire l'âge de la "tïllite Zapla'! pourrait stre ashgillien terminal et llandovérien inférieur. La "tillite" est alors susceptible de représenter soit un niveau légèrement plus ancien soit un équivalent latéra1,duLlandovérien inférieur de l'bltipla- t no péruvien (Fig. 18 et 19 ) .

Cette dernière hypothèse me paraît la plus probable, en raison des analogies entre les faunes de Pojo et de Calapuja qui laissent supposer une continuité des conditions paléogéographiques entre le Llan- dovérien inférieur et la partie inférieure du Llandovérien supérieur.

Une des conséquences de ce raisonnement est de vieillir con- sidérablement le niveau glaciaire dont on pensait qu'il était Llando- vérien supérieur (BRANISA et al.1972);de ce fait il se correlerait bien avec les glaciations connues dans l'Ordovicien supérieur d'Europe oc- - cidentale (ARBEY et TAMAIN 1971,DORF, et LE GALL 1972 ), du Sahara (BEUF et al. 1971), de Sierra Leone(RE1D and TUCKER 19721, et d'Afrique du Sud (COCKS et a1.1970).

4.3- La sédimentation siluro-dévonienne. Si donc nous adoptons la deuxième hypothèse, 5 1'AshgilLien terminal ou au Llandovérien inférieur,une transgression marine est cor- relative dans la Cordillère Orientale de dépôts glaciaires qui n'atteignent pas 1'Altiplano occupé par un domaine plus chaud (Peut-être est- ce un courant qui longe la côte est du massif d'Arequipa ?). A la fin du Llandovérien supérieur,le domaine malvino-cafre transgresse depuis la Bolivie sur tout le sud du Pérou. Cette mer dépose des lutites épais- ses (plus de 2500 m) dans la Cordillère Orientale, et des grès moins épais (1000 m) sur 1'Altiplano. Cette répartition du lithofaciès souligne,tout comme durant l'Ordovicien, le rôle de source d'alimentation active du massif d'Arequipa. Du Silurien au D&onien,le bassin est ca- ractérisé par une tendance à l'émersion soulignée par une abondante sé- diment at ion détritique. 44

Durant 1'Emsien une nouvelle et vaste transgression amène la mer dévonienne 2 recouvrir vers l'ouest, le massif d'Arequipa, et vers le nord, le Pérou centra1,car des faunes iì affinités "malvino- cafres I' sont connues 2 Toran (GOME2 1964, PAREDES 1964) et h Tarma, (PAREDES 1972). La mer régresse au Dévonien moyen et pourrait ne plus avoir occupé, au Dévonien supérieur,qu'un sillon centré sur la Cordil- lère Orientale. Pendant tout le Dévonien l'alimentation du bassin pro- venait du Bouclier brésilien et surtout d'un domaine continental à 1'ouest.Pour ISAACSON (1974) il faut admettreyen raison du volume énor- me de sédiments déposés,que ce continent ouest était plus vaste que le Massif d'Arequipa et s'étendait assez largernent au-delà de l'actuelle fosse du Pérou-Chili. - REIMARQUE.

J'ai recueilli iì Cocachacra (SE de Mollendo, Fig. 6), 2 la base d'une série transgressive sur le Précambrien, une faune assez mal conservée de Brachiopodes et de Bryozoaires, qui est sans doute la mê- me que celle déja datée par .PAREDES(19643du Dévonien.Pour BOUCOT (com. orale) si 1'8ge de cette faune (k) se confirmait ce serait la première faune dévonienne iì caractères nord-américains (appalachiens, comme dans les Andes septentrionales) des Andes centrales. Au Dévonien inférieur, la côte sud du Pérou aurait été une zone de transition entre la province malvinocafrique iì l'est et appalachienne iì l'ouest et au nord.

2.1.2 - LE PALEOZOPQUE SUPERIEUR

Les terrains d'âge paléozoique supérieur affleurent principalement sur la bordure SW de la Cordillère Orientale et sur 1'Altiplano entre le lac Titicaca et Cuzco (Fig. 26). Quelques affleurements ont également été - signalés sur la Côte entre Camana et Nazca (BELLIDO et NARVAEZ 1960, MENDIVIL et CASTILLO 1960, PECHO et MORALES 1969).

Dans la Cordillère Orientale, le Paléozoïque supérieur, repose en forte discordance angulaire sur les séries plissées et schistosées du Paléozoxque inférieur. La discordance éohercynienne matérialise une importante surface d'érosion qui, au niveau de la Cordillère Orientale, recoupe le Paléozoxque inférieur jusqu'à l'Ordovicien et sur l'Altipiano, le Silurien et le Dévonien. L'importance de la lacune stratigraphique, étant donné l'absence du Dévonien supérieur et l'imprécision sur 1'8ge du Mississipien, ne peut guère être précisée.

Le Paléozoyque supérieur est constitué par un ensemble de terrains continentaux et marins épicontinentaux, à faciès carbonatés, détriti- ques et volcaniques. Nous nous appuierons sur les travaux stratigraphiques de NElJELL (1949) et NEWELL et al. (1953) qui ne sont pas remis en question par nos observations, d'autant plus que nous n'avons eu que très rarement l'occasion d'aborder les problèmes paléontologiques du Paléozoïque supérieur. Nos travaux permettent cependant d'apporter quelques intéressantes précisions sur sa stratigraphie.

(k) Malgré leur mauvaise conservation A.J. BOUCOT (com. orale) pense que la faune comporte Fimbrispirifer sp., Amospirifer sp., Prionothyris sp. et des Fenestellidae en abondance qui dateraient la série du Dévonien inférieur. 451

- Les subdivisions lithostratigraphiques. NEWELL a défini quatre unités lithostratigraphiques caracté- ristiques du Paiéozoïque supérieur du Pérou : . í?e Groupe Ambo continental, d'âge mississipien, défini dans le Pérou central et dont on sait maintenant qu'il inclut également des dépôts marins (MEGANI et al. 1971).

e $e Groupe Tama marin épicontinenta1,d'âge pennsylvanien et défini, tout comme le Groupe Ambo, dans le Pérou central.

. Ze Groupe Copacabana marin épicontinental, d'âge permien inférieur, dé- fini dans la presqu'fle de Copacabanadu lac Titicaca,à la frontière entre le Pérou et la Bolivie, . te Groupe Mitu continental, d'âge permien supérieur, défini dans le cen- ' tre du Pérou.11 pourrait inclure également des terrains d'âge triasi- - que (NEGARLI 1973). .

Les Groupes Ambo, Tarma et Copacabana sont généralement pseudo- cotdants, bien que séparés parfois par des lacunes stratigraphiques. Par contre, dans le sud du Pérou, le Groupe Mitu repose en discordance angulaire sur les termes plus anciens du Paléozoïque supérieur. Plus au nord, dans la région de Cuzco et dans le centre du Pérou, la discordance est toujours três faible et ne dépasse jamais IO".

Sur Ia carte au 1/5OO.0OOème7 nous avons regroupé le Pennsyl- vanien et le Permien inférieur en raison de l'incertitude concernant la li- . mite cartographique précise entre ces deux formations. La figure 22 montre une série de colonnes stratigraphiques représentatives du Permo-Carbonifè- re du SE du Pérou.

1- LE MISSISSIP.IEN (GROUPE AMBO).

1 e 1- Extension. Des dépôts continentaux attribués au Groupe Ambo ont été dé- crits dans la presqu'île de Copacabana (NEWELL et al. 1953; OVIE- DO 1965) et 2 Sicuani (AUDEBAUD 1967). Le levé cartographique nous a permis de reconnaître de vastes affleurements de Mississi- pien,constitués en grande partie de dépôts marins,au NW du lac Ti- ticaca et le long du rebord occidental de la Cordillère Orientale entre 14" et 15"30'S.

1.2- Lithologie. I1 s'agit de sédiments détritiques, gréso-feldspathiques et lutitiques. A la base et au sommet du Groupe Ambo apparaissent des niveaux continentaux qui contiennent des microconglomérats et des lits charbonneux 1 plantes. En l'absence de données paléonto- logiques précises permettant une datation correcte, nous avons pris d'une façon arbitraire, comme sommet du Groupe Ambo, le der- 46

- I.

...... 3 44 '

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hd= Canrara akuanconc A

Fig. 20 - Carte d'affleurement du Carbonifère et du Permien. 1 : Permien supérieur (Gr. Mitu); 2 : Pennsylvanien (Gr. Tarma) et Perm

nier niveau 2 plantes, situés P la base de grès verts feldspathiques (Fig. 21 et 22 ) rapportés au Pennsylvanien par NETJELL et al. (1 953). Sur l'Altipiano, le Groupe Ambo affleure au NW du lac Titi- caca entre Juliaca (Hda Tariachi) et Lampa (voir Fig. 9). La série est épaisse de 50 à 150 m et constituée par des arkoses et grès feldspathiques blanchâtres parfois conglomératiques, avec des intercalations de lutites gréseuses grises verdâtres, contenant des empreintes de plantes. Ces niveaux détritiques ont parfois tendance à être rubéfiés. La présence de plantes, l'absence de fossiles marins et surtout le carac- tère très terrigène des dépôts suggèrent une ambiance entièrement continentale.(Pl-II).

Dans la Cordillère Orientale, le Mississipien marin et continental affleure largement entre Macusani et Cojata. Aucune coupe com- plète.de ce Mississipien n'a été reconnue,cependant en utilisant plusieurs sections, on arrive à une succession stratigraphique qui comprend de la base vers le somet :

a)- une Séquence basale quartzites et dolomies indiquant un faciès continental ou lagunaire (Cerro Caballune, Quebrada Yanaccacca, Fig. 22 et 25).

b)- une séquence franchement marine, fossilifère,, comportant des quartzites, des grès feldspathiques parfois micacés, intercalés dans des lutites grises ou noires. Cette sédimentation molassique prend une allure flyscho'ide au nord de San Anton (Cerro Ccacosta, Hda Carmen (fig.22).Certains niveaux gréso-pélitiques sont rubéfiés et contiennent des concrétions dolomitiques.

c>- une séquence terminale comportant des grès et des lutites, coupés par desniveaux microconglomératiques, sans classification et sans stratification interne notable, contenant des empreintes de plantes et des niveaux charbonneux. Ces microconglomérats,à aspect de til- loides,traduisent sans doute une brève et faible influence glaciaire du Gondwana venant de Bolivie.

L'épaisseur maximale du Groupe Ambo dépasse 1500 m (Fig.22 ).

L'origine des sédiments grzso-feldqathiques mississipiens qui contiennent de nombreux plagioclases An 10 2 20 %,est h chercher dans l'ex,istence de granites Gohercyniens (par exemple : granite d'01- lachea) soumis 2 l'érosion.

1.3- Age. Au Pérou, STEINUNN (1929), NEWELL et al. (1953) et JONGMANS (I 954) ont attribué un âge mississipien au Groupe Ambo en se basant sur 'les macroflores d'hbo et de Paracas. Cependant, en Argentine, des flores équivalentes sont attribuées 2 tout le Carbonifère et même au Permien inférieur (ARCHANGELSKY 1965, UGARTE 1965). L'extension verticale des macroflores contenues dans le Groupe Ambo, laisse ainsi planer un doute sur la précision des datations réalisées au Pérou. 48' '

- Les nouvelles découvertes fossilifères. Les levers de terrains m'ont permis de recueillir en plusieurs endroits des plantes (a) et des fossiles marins.

a)- Lez El&n&ez (Pl. 11-3) Des plantes ont été trouvées sur 1'Altiplano. Au NE de Lam- pa (Col h 4100 m, route de Lampa à Pucara) des grès fins contiennent Rhacopteris s~.,Sphenopteris s~.,Calmites s~.,et des empreintes de troncs d'arbres. Près de Juliaca j'ai trouvé CaZmi- tes sp. et d'autres traces de plantes très mal conservées. Dans la Cordillère Orientale, des traces de plantes mal conservGes, s'observent partout, au sommet de la série mississipienne. b)- _--______Les fossiles marins. Les fossiles marins ont été recueillis (cartes au I/IOO.OOO~ de 1'I.G.M. du Pérou) : au sud-ouest de Macusani au Cerro Sura- cunca, Cerro Yanasalla et au Cekro Huicsamani (Col de (luellosa- ni); au sud-est de Macusani au Col de Chullutiana (ex. Col de Oquepuño); au nord de Ajoyani en aval de la Laguna Pampacocha (14OO7'S et 70'11'W) et dans le Cerro Huayllapujo h l'ouest de la hacienda Chullupampa (14°07'S et 70'13'W); au nord de San An- ton sur le chemin de Huayllatira, entre Huayllatira et la quebrada Cuncayapu (14'24's et 70O14'W). D'autres fossiles ont été trou- vés au sud d'bnanea entre la Lagune Chullpacocha et le Cerro Hui- chacunca (14'45's et 69'33'W).

La détermination de ces fossiles reste à-faire. Une partie d'entre eux a été envoyée aux U.S.A., enmême temps que des fossiles trouvés par DALMYRAC et MEGARD dans le centre du Pérou. 'MURPHY (in MEGARD 1973) a déterminé des Brachiopodes du genre Syringothyris, Kitakmiehyris, AZispirifer et Rhynchopora qu' il attribue au Viséen-Namurien.

Au nord du lac Arapa, 2 côté de la hacienda Cansara, j'ai trouvé dans une série de grSs et de lutites grises une faune ._ abondante (Brachiopodes, Crino'ldes, etc.) d'âge. carbonifère (a*)

~ et qui, par son faciès, correspond h du Mississipien.

c) - ~e~"~o~n~e~Laii_oé-tLiguEsL La datation h 330 2 10 MA de l'orthogneiss d'hparaes (LAN- CELOT et al., en préparation) qui est un granite syntectonique éohercynien, semblerait indiquer que le Mississipien basal n'e- xiste pas dans la Cordillère Orientale et que les premiers dé- pôts mississipiens pourraient être viséens B namuriens (xxd

(a) Mlle DOUBINGER a entrepris l'érude des microflores de certains échantil- lons de Mississipien du sud ,du Pérou. (kk) Communication écrite de A.J. BOUCOT.

(xxx) La découverte récente, au nord du Lac Titicaca (Mine Mathilde, nord de la Bolivie), d'Acritarches et de Chitinozoaires. caractëristiques du Tournaisien (DOUBINGER, MARTINEZ, Note en préparation) suggère que la mer avait envahi le SE du Pérou dès le début du Carbonifëre. 49

NW Co Viscachani SE I 5O0Om

4500m

C'COChayoC Loma C'Challuanl C'comercocha punta Lag Pampacocha , SW I NE I

O lkmz ~I

Fig. 21 - Coupes à travers le Paléozoïque supérieur. ' A- Coupe du Cerro Viscachane à 1'W du col de Quellosani (SSW de Ma- cusani) . B- Coupe du Cerro Challuani (rive droite de la quebrada Ajoyani au Col de Coasa). C- Coupe de la Lagune Cacaña au granite d'Aricome (NE de Crucero). Localisation des coupes sur la Fig. 17. hl : Mississipien (Gr. Ambo); h : Pennsylvanien,(Gr. Tarma); p1 : Permien inférieur (Gr, Copacabana) ; t 1-p2 : Permo-Trias (Gr. Mitu) ; c : Crétacé; p12 : granitordes permiens supérieurs; S(t) schisto- sité tardihercynienne. 50

1.4- Paléogéographle du Flis~issiplen~ La transgression de la ner mississipienne pourrait se placer au Viséen ou dès le Tournaisien. Elle est suivie vers la fin du Mississi- pien ou au début du Pennsylvanien, par une régression partielle ou totale de la mer, accompagnée d'une poussée vers le nord de l'influence du Gondwana que soulignent des niveaux "tillitiques'!

' Les reliefs éohercyniens ont d'abord alimenté des bassins continentaux; ceux-ci ont été recouverts ensuite, dans la Cordillère Orien- tale, par une transgression marine tandis que des zonestencore émer- gées et continuellement rajeunies par une tectonique en distension, a 1 imentent en matériaux détritiques le bass in mar in miss iss ip ien .

Ce bassin était centré sur la bordure SW de la Cordillère Orien- tale, car c'est 18 que l'on trouve les épaisseurs les plus importantes (Pig. 22 ). Vers l'ouest, la mer ne paraît pas avoir dépassé le lac Titicaca. La transgression est venue probablement du NW, travers le Pérou central, car vers le sud, en Bolivie,on passe rapidement à-des faciès deltaïques, puis à des faciès purement continentaux de type Gondwana (HELWIG 1972, MARTINEZ 1977).

2- LE PENNSYLVANIEN (GROUPE TARMA).

2.1- Extension et lithologie. NEWELL et al. (1953) ont décrit à Musani une épaisse série marine contenant des fossilesi d'âge pennsylvanien moyen. En nous appuyant sur cette détermination et sur la lithologie de cette coupe il a été posssible de reconnaître, entre Macusani et la Bolivie, des séries pennsylvaniennes surmontant généralement en concordance angulaire le Mississipien. La succession stratigraphique que nous attri- buons au Pennsylvanien est illustrée dans les colonnes de la Fig. 22

De la base vers le smmet, le Pennsylvanien comprend la succession stratigraphique suivante :

a)- Une séquence inférieure volcano-détritique,éDa-isse de SO 2. 400 mètres,fossilifères et qui est formée de grès feldspathlques blan- châtres et surtout verdâtres, de lutites marneuses et de rares intercalations de calcaires. Les "grès verts" qui constituent un niveau repère très caractéristique, contiennent des grains de quartz arrondis, de l'orthose plus ou moins perthitique, du microcline, de l'albite maclée, de la chlorite qui semble être à l'origine de la couleur verte des grès, un peu de muscovite ainsi que de petits galets volcaniques à composition andésitique. I1 s'agit donc visiblement de séries grauwackeuses ayant enregistré une importante activité volcanique rhyolitique P andésitique. 51

500"' @ tl-PZ

F+. 22 - Principales colonnes stratigraphiques du Carboniare et Permien infdrieur. Localisation 1) Sicuani (AUDEBAUD 1967); 2) Asillo; 3) Cerro Viscachani; 4) Macusani; 5) Lampa-Calapuja ; 6) Chupa-Huancho 7) Cerro Surupana ; 8) Cerro Taconi, Mufíani (NE- .' WELL et al. 1953); 9) Cerro Ccatuyo ; 10) Col de Coasa ; 11) Tiquina (OVIEDO 1965); 12) Quebrada Yanaccacca 15) Cerro Caballune ; 14) Lagune Cacafia. Symboles. t1-m Permo-Trias ; p1 Permien inf6rieur ; % Pennsylvanien ; hl Mississipien; pll Paldozofque infdrieur ; d Ddvonien ; dl DBvonien infdrieur ; d2 Ddvonien moyen ; sd Siluro-DBvonien; t plantes ; A microconglomdrats tinitiques. 52

b)- Une séquence supérieure, volcano-détritique mais également très carbonatée (114 à 113 de carbonates) pouvant atteindre 200 à 300 m d'épaisseur. La lithologie est caractérisée par des grès, des quartzites, des calcaires et des marnes'.

2.2- -Age. Come nous l'avons déjà dit plus haut, l'attribution de ces séries au Pennsylvanien découle de la découverte, au nord de Musani, d'une faune' pennsylvanienne dans des calcaires intercalés dans des grès verts.

Dans le SE du Pérou, cette série passe généralement sans hiatus stratigraphique, au Permien inférieur. I1 n'y a pas de changement brutal dans la lithologie et la limite entre le Pennsylvanien et le Permien inférieur ne pourra être clairement précisée, que par des critères paléontologiques. Cependant, localement (voir infra P. 68) , la base du Pennsylvanien est faiblement discordante sur le Mississi- pien. Ceci est en rapport avec quelques mouvements de blocs post-mississipiens.

3- LE PERMIEN INFERIEUR (GROUPE COPACABANA).

3. I- Extension et lithologie. Le Permien inférieur correspond au Pérou h une unité lithostratigraphique carbonatée, appelée "Groupe Copacabana", qui a été dé- fini dans la presqu'île de Copacabana (lac Titicaca) par NEWELL (1949). Ce nom lui est resté, bien que la section même de Copacabana soit sur- ' tout représentative du faciès affleurant en Bolivie. Par contre,. au Pé- rou, entre 12 et 15'S, le Permien inférieur est plus épais et présente des faciès plus variés, Le Permien infsrieur affleure largement le long du rebord sud-ouest de la Cordillère Orientale et également en quelques endroits de l'bltiplano. Sur la périphérie du lac Titicaca son épaisseur ne dé- passe pas 800 m. A Copacabana, OVIEDO (1965) a mesuré 600m de calcaires intercalés de grès et susmontés de 200 m de grès rouges contenant des plantes permiennes (Fig. 22 ). Dans la Cordillère Orientale par contre, l'épaisseur dépasse 1500 m dans les sections du col de Coasa, d 1 Usicayos et de la Laguna Cacaña (Fig. 21 et 22 )" Dans cette zone, les couches attribuées au Pennsylvanien sont surmontées par :

a)- une séquence de 400 à 500 m de bancs de calcaire sombre, cherteux, intercalés de calcaires gréseux, de quelques passées de grès fins - et d'argiles verdâtres et blanchâtres.

b)- une séquence de 400 à 500 m de gros bancs (1 2 10 m) de calcaires noirs cherteux, intercalés de bancs de quartzites, de grès et de marnes verdâtres, c)- une séquence de 400 à 500 m de calcaires clairs, très silicifiés et cherteux, de calcaires gréseux et de marnes grises. Des niveaux de calcaires à coloration rose, avec altération ferrugineuse, soulignent le début d'une tendance 1 l'émersion. - une séquence détritique continentale, constituée par des grès et des lutites rouges, puis par des brèches et des conglomérats matrice rouge. Cette séquence, épaisse de plus de 600 m, n'affleure qu'au col d'Usicayos et met en évidence une émersion de cette région avant le plissement tardihercynien. Cette série est recouverte, en discordance angulaire forte, par les conglomérats et brdches du Groupe Mi- tu. .3.2- -Age. En se basant sur les zones 2 Fusulines, NEWELL et al. (1953) ont montré que le Groupe Copacabana comprenait du Wolfcampien et du Léonardien inférieur.

3.3- Paléogéographie du Pennsylvanien et du Permien inférieur. A partir du Pennsylvanien moyen et peut-être dès le Penn- '. sylvanien inférieur, une transgression- marine venant du nord-ouest OU du nord, recouvre une grande partie du Pérou en débordant largement les limites du bassin mississipien. Dans le sud, la mer pennsylvanienne forme un bras assez étroit, centré sur le rebord ouest de la Cordil- lère Orientale. Ce bassin est toujours resté cantonné au nord-est de la dépression centrale de 1'Altiplano et ne s'est pas non plus étendu en Bolivie (HELWIG 1972). Cependant vers l'ouest on retrouve du Penn- sylvanien marin sur la côte entre Nazca et Camana, relié probablement au bassin oriental au niveau de Cotahuasi et Abancay (NEGAD 1973). I1 appara?t ainsi qu'entre le lac Titicaca et le Pacifique existe un massif émergé au Pennsylvanien et au Permien inférieur. Le Pennsylva- nien et le Permien inférieur sont absents dans la zone subandine entre le rio Inambari et la frontière bolivienne; cependant,l'érosion post- tardihercynienne pourrait être responsable de cette absence.

Un fait notable au Pennsylvanien est l'existence d'un volcanisme explosif acide à intermédiaire qui est à l'origine de grès verts feldspathiques dont l'extension est vaste dans le SE du.Pbrou: on les retrouve également aux Pongo de Coñec et de Mainique(x)et même au N de Vilcabamba sur la feuille de San Miguel (MAROCCO, com. orale). Ce sont des tufs remaniés et redéposés en milieu marin. Des traces de ce volcanisme se retrouvent jusque dans le Permien inférieur. La montée de ce matériel volcanique a pu se faire à la faveur d'une tectonique en distension. L'existence de tels phénomènes est suggérée par de brusques changements d'épaisseur des séries; entre le Nevado Surupana (5162 m) et Potonï(Fig. 2), par exemple, l'épaisseur des couches vertes passe, en 4 ou 5 km, de 50 h plus de 400 m; le Nevado Su- rupana était, déjà à cette époque, un bloc qui a joué en horst au Mississipien et au Pennsylvanien. NEWELL et al. (1953) signalent éga- lement un graben de Pennsylvanien au NE de Mugani.

Dès le début du Permien la mer transgresse ses limites, et s'étend considérablement vers le sud, en recouvrant une grande partie de la Bolivie. Une subsidence plus faible,-des apports détriti- ques réduits et une ambiance néritique 2 sédimentation carbonatée

(%) MARTIN et PAREDES, 1977 54

I I1

...;:...i'.'.'...... :.'.I'.,. ... 5 ,y..* ...... :::..:. m7m6

38' j4 *

Fig. 23 - Les orogènes préandins'repris dans la chaîne andine. 1 : séries post- hercyniennes; 2 : granitoides hercyniens s.1,; 3 : mouvements fini- hercyniens; 4 : plissement tardihercynien; 5 : plissement éohercynien; 6 : plissement calédonien reprenant du Précambrien dans le nord-ouest du Pérou; 7 : socle précambrien. 55

caractérisent le Permien jusqu'au Léonardien inférieur. AU cours du Léonardien inférieur, le bassin montre une nette tendance l'émer- sion soulignée par une sédimentation encore marine riche en silice; viennent ensuite des grès rouges, des lutites, des Evaporites (Usi- cayos et Copacabana) correspondant à des faciès continentaux ou sub- continentaux, dont le dépôt précède de peu le plissement tardihercynien (265 1250 MA).

2.2 - LA TECTONIQUE HERCYNIENNE

INTRODUCTION

Dans le sud-est du Pérou, la chazne hercynienne affleure largement au nord, au nord-ouest et aux alentours immédiats du lac Titicaca. Les affleurements offrent une excellente coupe transversale qui permet d'observer sur plus de 200 km les structures hercyniennes.

L'importance de la tectonique hercynienne avait déjà été pres- sentie par DOUGLAS (1920) lors de sa traversée des Andes, depuis le port de Mollendo jusqu'au rio Inambari. KATZ (1959), EGELER et DE BOOY (1961) puis VON BRAUN (1967) mirent en évidence des discordances locales,démontrant ainsi l'existence de mouvements hercyniens. NEWELL et al. (1 953) avait également pressenti l'existence d'une phase tardihercynienne,sans toutefois trouver de discordance significative. Tous ces travaux ont permis d'avoir une connaissance ponctuelle des déformations hercyniennes mais aucune étude synthétique, sur l'extension et l'importance de ces déformations,n'avait été tentée.

Les premiers résultats de mon travail sur la chaîne hercynienne dans le SE du Pérou ont étê exposés dans un article collectif (MEGARD et al. 1971). La synthèse de nos recherches a permis de montrer que le substratum de la chalne andine était,pour une bonne part,constitué par les restes d'une chahe hercynienne qui s'étend depuis le Pérou du centre et du sud jusqu'en Bolivie et en Argentine moyenne (9" 2 35" S).

Dans le SE du Pérou en particulier, les dépôts du bassin sub- sïdent paléozoïque ont été déformés par deux phases de plissement majeures et soulignées par des discordances angulaires fortes. On distingue ainsi (Fig.23):: - - une phase éohercynienne, d'âge carbonifère inférieur(350 à 320 MA), qui est mise en évidence par la discordance angulaire,que l'on observe en plusieurs endroits,entre les séries plissées et schistosées du Paléozoïque inférieur et sa couverture permo-carbonifère; cette tectonique éohercynienne est po- lyphasée, mais c'est la première phase de plissement qui est la plus intense et la plus générale; - une phase tardihercynienne, d'âge permien moyen (265 2 250 MA), mise en évidence par la discordance angulaire qui s'observe entre les terrains

I 56

plissés du Permo-Carbonifère et leur couverture permo-triasique (AUDEBAUD et LAUBACHER 1969). Cette phase de plissement n'a pas été reconnue dans le Pérou central et dans la région de Cuzco. Nous savons par contre, grâ- ce 2 ROLLER1 et CRIADO ROQUE (l968), DESSANTI et CAMINOS (1967) et ?iPO- LANSKI (1970) etc. qu'elle existe en Argentine, ainsi qu'au Chili (REUTER 1974). MARTINEZ ('1977) l'a également trouvée dans le NW de la Bolivie. Le plissement tardihercynien mis en évidence dans le SE du PSrou apparaît ainsi comme la terminaison septentrionale'd 'une"cha?ne" tardiher cynienne de direction NS qui s'étend depuis le sud du Pérou jusqu'au-delà de l'Ar- gentine moyenne vers la Patagonie.

Les phases de compression éohercynienne et tardihercynienne sont respectivement suivies au Permo-Carbonifère, puis au Permo-Triasjpar des périodes de distension associées h une sédimentation continentale rouge et à un magmatisme intense.

Postérieurement, la tectonique andine, caractéristique d'un niveau structural peu profond, s'est surimposée aux structures hercyniennes sans les déformer intimement,à l'exception de quelques cas par,ticuliers.

2.2.1 - LA TECTONIQUE EOHERCYNIENNE

Le domaine affecté par la tectonique Gohercynienne affleure dans la Cordillère Orientale et sur 1'Altiplano. L'existence et les structures de cette phase sont clairement mises en évidence par la discordance angulaire entre les séries fortement plissées du Paléozozque inférieur et moyen, et les dépôts moins déformés du Paléozoïque supérieur.

q I - LA DISCORDANCE EOHERCYNIENNE. La discordance Gohercynienne a été trouvée en plusieurs points de 1'Altiplano et de la bordure occidentale de la Cordillère Orientale.

1.1- Sur 1 'Al tiplano, une telle discordance est visible au NW et à l'W de Juliaca. Entre Lampa et Pucara, l'angle de la discordance ne dépasse pas 25'. On observe par contre de magni- fiques discordancesangulaires près de l'hacienda Tariachi (5 km 2 1'W de Ju1iaca)Jà Huertas et B Taya-Taya au SW de Ca- banilla (Fig. 24a) .) ,/

a) - La discordance de la hacienda Tariachi (15'29's et 70" 11 'W) Dans la colline situ&au SW de la hacienda Tariachi, les couches de grès et de lutites du Paléozoïque inférieur et moyen pendent de 30 à 80" vers le NE. Elles sont recouvertes transgressivement par une série détritique peu épaisse, contenant de rares empreintes de CaZam

a - Hacienda Tariachi (IJ de Juliaca).

b - Huertas (SW de Cabanilla) -

.c - Taya-Taya (DOUGLAS 1921). La discordance entre le Crétacé et le Dé- vonien inférieur est ici héritée de la phase éohercynienne.

Fig.. 24 - Discordances éohercyniennes dans 1'Altiplano. pll : Paléozoïque inférieur; dl : Dévonien inférieur; d : Dévonien moyen; hl : Mississipien; tl-p2 : Permo-Trias; c1-j3 : 4m Sipin (passage Jurassique-Crétacé); c1 : Crétacé inférieur (Fm Huancane). localisation sur la fig. 29. 58

a - Cerro Surupana (a71 N d'bzangaro).

b - Quebrada Yanaccacca (au NE de Putina).

C0.C aba I lune -ENE 5025m

c - Cerro Caballune (SE d'Ananea) .

Fig. 25- Discordance éohercynienne sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale. pll : Paléozoique inférieur; sd : Siluro-Dévonien; hl : Mississipien; h2 : Pennsylvanien; p1 : Permien inférieur; t1-p2 i Permo-Trias; c : Crétacé; c1 : Crétacé inférieur; se(1) schlstoslté éohercynienne; s(t): schistosité tardihercynienne. localisation sur la Fig. 29. 59

inférieur. Le Paléozoique inférieur plissé fait partie d'un ensemble allant de l'ordovicien au Dévonien daté. La séquence transgressive à Calamites qui avait été attribuée au Crétacé par PORTUGAL (1 974) est datée du Mississipien. Cette artribution s'appuie sur la présence de Rhacopteris sp., de Sphenopteris sp. et de-CaZamites sp. dans une série de même nature et même position stratigraphique,au NNE de Lampa (col de Lampa-Pucara). b)- La discordance de Huertas - Taya-Taya (Fig. 24b et C) Entre les haciendas Taya-Taya et Huertas au SW de Caba- nilla, le Dévonien moyen est recouvert, en discordance angulaire de 90°, par des séries mal datées (susceptibles de représen- ter du Jurassique terminal voire du Permo-Trias ),elles-mêmes surmontées par le Crétacé inférieur et moyen.

Cette discordance déjg signalée par DOUGL.AS (1 920) et NEGJELL ( 1949), ne peut correspondre, dans le contexte général de cette région, nï B une phase intrapermienne ni à une phase néva- dienne comme le proposent NEWELL (1949) et PORTUGAL (1974). Je pense par contre,qu'elle est un héritage de la phase éohercynien- ne.

1.2- Dans la Cordillère Orientale, mes levers de terrain ont permis de trouver la discordance éohercynienne au Cerro Surupana, dans la quebrada Yanaccacca, 2 la hacienda Trapiche. Par contre, la discordance signalée par DOUGUS ( 1920) dans la quebrada Viscachane 9 entre du Carbonifère et une série attribuée au Dévonien,n'a pu être confirmée. a)- La discordance du Cerro Surupana (5162 m) (Fig. 25a) Sur le flanc SW du Cerro Surupana,qui est situé au NE de Azangaro, j'aï observé une discordance angulaire de 90" entre un "f1ysch"gréseux fortement redressé,eet une série de conglomérats, de grès verts et de calcaires datés du Permo-Carbonifère. Le "f lysch'kst peu ou pas métamorphsque, et s'est rbvElG azo'ique. C'est,sans aucun doute,du Paléozoïque inférieur et moyen. b)- La discordance de la quebrada Yanaccacca (Fig.25b) Quelques 20 km 2 '1'ENE de Putina des quartzites5 des ergs microconglom~ratiqu~s,des schistes nû1KS avec des passées dolomitiques tiques surmontent en discordance angulaire peu marquée des Schis- tes épimétamorphiques du Paléozoique inf6rieur.Des complications tectoniques masquent quelque peu cette discordance. c)- La discordance du Cerre Caballune (5025 m) (Fig. 25c) Au SW de la hacienda Trapiche,située entre Ananea et Co- jata (frontière Pérou-Bolivie), le Cerro Caballune est constitué par des grès, dolomies et quartzites affec.tés par des plis N.lO- 20' accompagnês d'une schistosité de fracture de même direction subverticale. Cette série azoïque, que j 'attribue au Carbonifère, surmonte des schistes épimétamorphiques du Siluro-Dévonien déformés en plis couchés de direction N.130-140'. La discordance n'a pas été directement observée car le contact entre les deux formations est faillé. Cependant, on constate que les schistes siluro-dévoniens sont plissés par une phase isoclinale qui n'a pas affecté les grès et dolomies du Carbonif ère.

Nous avons donc là des preuves indiscutables de l'importante déformation qui a affecté le Paléozoïque inférieur avant le dépôt des séries carbonifères. Dans la zone faîtière de la Cordil- lère Orientale, l'érosion presque totale du Paléozoïque supérieur, et les perturbations,qu'ontamenées lesfailles et les intrusions hercyniennes,empêchent d'y reconnaître la discordance éohercynienne.

- Age de la tectonique éohercynienne. Dans la région étudiée les plus jeunes terrains datés si- tués sous la discordance correspondent à du Dévonien moyen (Huertas). Les terrains transgressifs, les plus anciens, sont mississipiens s.l.

De récentes datations de granites éohercyniens du Pérou permettent d'apporter quelques précisions à ce sujet. L'orthogneiss d'hparaes (région de Vilcanota, Cuzco), qui est un granite éohercy- nien syntectonique, au même titre que le granite de Zongo-Yani, (BARD et al. 1974) a été daté 2 330 t 10 MA par U/Pb (LANCELOT et al. en préparation). Ceci nous amène à envisager une phase tournai- siennes ou viséenne (2).

2- LES STRUCTURES EOHERCYNIENNES.

Les terrains ordoviciens, siluriens et dévoniens apparaissent fortement déformés et tronqués sous les séries permo-carbonifères qui les recouvrent en discordaiice. Cette déformation éohercynienne est poly- ' phasée. Elle est caractérisée par deux phases de plissements accompagnées de schistosit6,par des failles inverses parfois très plates,ayant leur origine dans le socle, par un métamorphisme épizonal et par des intrusions syntectoniques.

. Une coupe SW-NE (Fig. 26) ,perpendiculaire aux structures,montre que la chaîne éohercynienne est constituée par une ceinture NW- SE, dgformée et plissée sur une largeur de plus de 300 km; elle est comprise entre deux massifs cratoniques peu ou pas déformés. Son organisation correspond 8:

- une zone axiale, large d'environ 100 km, située entre Putina et Sandia et qui est la zone de déformation maximale; elle est affectée par plusieurs

(*) L'âge tournaisien inférieur de la microfaune découverte dans le nord de laBolivie par DOUBINGER (in MARTINEZ, 1978) est en faveur d'un ^age dévo- nien terminal à mississipien basal du plissement éohercynien. 61

sw NE

Plate-forme du Zone externe Zone externe Plate-fom du Ifassif d'Arequipa41t-- sud-ouest - 'One -It- - nord-est -'ICBouclier brssilien

50km

. Fig. 26 - Coupe schématique moctrant l'allure du plissement éohercynien dans le sud du Pérou. $4: front de la schistosité de fracture %?. : 11 II de flux

phases de déformation associées à de la schistosité de flux, par un méta- morphisme épizonal et par des intrusions syntectoniques.

- deux zones externes moyennement déformées, situées de part et d'autre de la zone axiale, l'une au NE entre Sandia et la zone subandine, l'autre au SW entre Putina et Arequipa. Ces deux zones sont déformées de façon souple mais la schistosité est généralement absente.

- deux zones tectoniquement stables à l'Eohercynien,qui bordent au SW (Mas- sif d'Arequipa) et au NE (Bouclier brésilien) la cha'ine éohercynienne. Seule une tectonique cassante semble avoir affecté ces cratons à comportement rigide lors du plissement éohercynien et pendant le Permo-Carbonifère.

2.1- La phase de plissement majeure (Phase 1).

La première phase de compression éohercynienne correspond 2 un plissement très intense, caractérisé au niveau de la zone axiale par des plis couchés vers le SW, par une schistosité de flux plate sub-parallèles 1 la stratification et par un métamorphisme épizo- nal. Localement (vallée de San Gaban) se manifeste un plutonisme syn 2 post-tectonique. Cette première phase a été la phase éohercynienne et hercynienne la plus intense. Son extension est généralisée à toute la chaîne hercynienne des Andes centrales du Pérou et de Bolivie. dans ce contexte général elle correspond à la phase Fe (2) (Voir : La chaîne hercynienne du Pérou , Chap. Tectonique) .

Les caractéristiques de cette phase s'observent particu- lièrement bien dans la Cordillère Orientale et sur l'bltiplano aux environs du lac Titicaca. Entre ces deux zones, elles sont mal connues car les structures éohercyniennes sont cachetées par les dépôts postérieurs du Paléozoïque supérieur et du Crétacé. D'autre part, plus 1 Z'ouest,le passage des structures éohercyniennes de la région de Cabanilla aux séries horizontales du Massif d'Arequipa est égale- ment recouvert par les séries méso-cénozoïques de la Cordillère Oc- cidentale. 62

Fig. 27 - La zonation structurale de la chaîne hercynienne. 1 : zone subandine Zi couverture mésocénozoïque caractérisée par des dépôts paléozoïques peu ou pas déformés; 2 : zones externes. La zone axiale comporte : 3 - une zone à structures subverticales; 4 - une zone à plis déversés vers le SW; 5- une zone 2 plis couchés; 6 : granitordes hercyniens; 7 : failles inverses; 8 : pli à plan axial subvertical; 9 : pli déversé. A,B,C,D,E : localisation des coupes Fig. 31. 63 a)- La phase 1 au niveau de la zone axiale (Cordillère Orientale). Dans cette zone, oÙ la schistosité est toujours présente, la tectonique souple s'exprime par trois types de structures, caractéristiques d'une déformation plus ou moins intense, qu'on peut observer sur la coupe qu'offre la route qui va du Putina B San Juan del Oro. (Fig. 27 et 31)

1.- Le domaine siluro-dévonien à plis couchds de Cuyo-Cuyo. (Fig. -27)

Dans la chaîne hercynienne des Andes centrales, les structures sont généralement subverticales. Cependant, des zones b plis couchés et à schistosité horizontale existent localement, en particulier dans le sud du Pérou entre Ananea et cuyo-cuyo. Z'âge éohercynien des plis couchés de Cuyo-Cuyo est bien établi puisqu'ils sont discordants sous deS.terrains permo-carboni- fères. Cependant,leur extension vers le NW et le SW n'est pas bien délimitée et Les raisons de leur existence,à ce niveau de la chafne,ne sont pas encore bien comprises.

C'est au niveau de la zone faîtière, le long de la route reliant Ananea B Cuyo-Cuyo et Sandia, que l'on peut le mieux observer ces structures. Entre Ananea et Sandia affleure une énorme sé- rie épimétamorphique ? de schistes ardoisiers intercalés de quelques bancs de quartzites, qui est datée-du Siluro-Dévonien s.1. Dans cette série, déformée en une mégastructure synclinoriale, les strates et la schistosité de flux pendentJde façon pratiquement monoclinale, de 5 B 50' vers le NE sur près de 25 km.

L'étude des relations stratification/schistosité m'a permis de mettre en évidence de grands flancs inverses de plis résul- tant de la première phase de déformation. Bien que les microstructu- res soient rares, il est possible de montrer que le Siluro-Dévonien est déformé en grands plis isoclinaux, ou à tendance isoclinale, couchés, d'ampleur kilométrique et plurikilométrique. Ces plis dont la direction moyenne est 130' (Fig. 28 ), avec des extrêmes de 100 à 160; sont déversés vers le SW. Les plis,qui sont très couchés ou même surdéversés (têtes plongeantes) au niveau d'Ananea, se redres- sent progressivement vers le NE (Pl. IV et VI.

A ces plis de première phase est associée une schistosité de flux, très fine, subparallèle à la stratification qui transforme les lutites en belles ardoises. Sur le bord SW de la zone faîtière, à Ananea, elle pend de 10 à 15' vers le SW; un peu plus au NE,à la Lagune Pacharia (14"31 'S et 69'38'W, elle est horizontale, puis elle tend à prendre progressivement de 20-30' vers le NE au niveau de Cuyo-Cuyo (Fig. 28 et 31)

En lame mince, cette schistosité Se(]) se traduit par une réorientation générale du fond micacé qui constitue ici l'essentiel' de la roche. La stratification se devine encore grâce B quelques fins lits gréseux dont les grains,qui ont pivoté montrent une tendance b se rdaligner selon le plan de schistosité Se(l).Des chlorites 64

I S

Dl - Zone de la Hacienda Trapiche et D2 - Zone située entre Ananeaet Cuyo-Cuyo. rive nord du Lac Suches. (SE d ' Ananea) .

4 5 D4 - Route de Sandia en aval, D3 - Route de Cuyo-Cuyo 5 Sandia. jusqu'à San José. N .

Fig. 28 - Stéréodiagrammes (canevas Schmidt-hémisphère inférieur) des principaux éléments structuraux hercyniens du Paléozoïque inférieur + D o de la Cordillère Orientale. 0.

paies s 1 plis 1

0 pales s i plis 2 pales des plans de failles.

D 5 -. Vallée du.rio Limbani, entre Agualani et Paco-Pacuni. 65 ..

néoformées apparaissent fréquemment : elles sont post-schistosité et statiques sur le fond micacé réorienté..En quelques endroits 10- calisés (nord de Cuyo-Cuyo), la schistosité de flux passe 2 une foliation métamorphique avec apparition de muscovite (P1.V).

Extension de la zone à plis couchés. En direction du NW, les structures couchées disparaissent vers le lac Aricoma. A ce niveau, elles sont en partie recouvertes par le Paléozoïque supérieur, et en partie effacées par les vastes intrusions d'Aricoma, de Limbani et de Coasa.

Vers le SE, les plis couchés se retrouvent encore 2 la Hda Trapiche puis,au-del2 de la frontière, au lac Cololo (NE de Co- jata) on passe à des plis déversés mais non couchés, puis à des plis symétriques vers La Paz (BoliVle).

L ' af fleurement le plus surprenant est celui de la "fenê- tre de Yanaccacca" à l'est de Putina (14°30'S et 69'40') : on peut y observer deux phases de plis : la première,isoclinale,associée 2 une schistosité de flux passant localement 2 une foliation; la deu- xième,dissymétrique à subisoclinaletassociée à une schistosité de strain slip (Pl. V-3).

Les structures de la "fenêtre de Yanaccacca" constituent- elles la prolongation vers 1'W des plis couchés de Cuyo-Cuyo ? On serait alors en présence d'une zone à plis couchés, large au total de plus de 50 km. Une telle ampleur des structures couchées n'est pas facile à expliquer.

. Remarque sur la mise en place des plis couchés de Cuyo-Cuyo. La chahe Gohercynienne du Pérou et de la Bolivie correspond à une chaîne dont les structures sont verticales ou subverticales. Les plts couchés de Cuyo-Cuyo constituent une exception : comment expliquer la présence de telles structures à ce niveau de la chake ?

On peut penser: - à l'existence, avant le plissement éohercynien,d'une croûte plus amincie qu'en d'autres parties de la zone axiale : il en est ré- sulté un raccourcissement plus important qu'ailleurs.

- 2 une dissymétrie du bassin.de sédimentation : il est possible que le rebord NE ait été moins subsident que le bord SW ce qui aurait amené,lors du serrage, un chevauchement général des écailles du socle vers le SW.

Cependant, ce n'est là qu'une hypothèse et, en particulier, il faudrait connaEtre l'extension, vers le NW et vers le SE, de la zone 2 plis couchés et leur passagelvers le SW,aux structures de 1'Altiplano pour en dire plus sur le mécanisme de mise en place, 66

Fig. 29 . - Les plis éohercyniens. a. terrains d'âge paléozoïque inférieur. b. granites indif f érenciés intrusif s dans le Paléozoïque inférieur. c. axe de pli Gohercynien. (1,2,3,4,5, et 6): localisation des coupes Fig. 24 et 25.

2.- Le domaine ordovicien supérieur à pZis déversds dg Sandia.

Vers le NE,en aval de Cuyo-Cuyo, la coupe permet d'observer entre Cuyo-Cuyo et Sandia un redressement progressif des strates ' et de la schistosité Se(1). On recoupe l'Ordovicien supérieur qui est constitué par une épaisse série flyschoïde, très quartzeuse.11 a été déformé en grand plis sub isoclinaux, d'échelle plurikilomètrique, dé- versés vers le sud-ouest.Le plan axial et la schistosité Se(1) voient leur pendage passer progressivement de 25" B Cuyo-Cuyo, 2 70" en aval de Sandia.Dans les flancs longs,l'angle moyen entre la schistosité et la stratification augmente vers le NE,- ce -cui confi-me l'ouverture progressive des structures plissées (Fig. 28, .diagrame 3). 67

L'étude détaillée des relations stratification/schistosi-,, té et des critères de polarités sédimentologiques, tels que'lload-casts, "slump-balls;'"ripples-marks "et "graded-bedding:' ont permis de mettre en évlidence : - une structure anticlinale complexe plurikilométrique,entre Cuyo- Cuyo et Sandia, dont le flanc inverse est cisaillé; - une structure synclinoriale plurikilomètrique entre Sandia et Huanca- caluque(I5km en aval de Sandia).

Les structures déversées de Sandia se prolongent vers le nord-ouest et le sud-est. On les recoupe dans les vallées des rios Lim- bani, Coasa et Inambari au nord-ouest et dans la vallée de Sina au sud- est.

L'orientation des plis et des lingations est très pertur- bée entre Cuyo-Cuyo et Huancaluque. Ceci apparait très nettement sur les diagrammes (Fig. 28) . La direction des plis peut varier dans une fourchette comprise entre 90" et 170'. Cette dispersion,dont on pouvait déjà noter l'existence dans la zone des plis couchés,pourrait être due aux effets de torsion des décrochements post-éhercyniens, surtout d'âge andin qui ont affecté la Cordillère Orientale.

3.- Le domaine â plis verticaux. ( pl. IV ). Dans la vallée de Sandia, en aval de Huancaluque et jusqu'à San José et San Juan del Oro, la route recoupe les séries de 1' Ordovicien moyen constitué de schistes à Graptolites ($1 *

Dans cette zone, l'Ordovicien moyen est déformé en Ùn anticlinorium (anticlinorium de San José),à plan axial subvertica1,large de 15 à 20 km. Le plissement éohercynien est caractérisé par des plis en chevrons aigus subverticaux ou par des plis plus ouverts. Les plis décamétriques passent à des plis hectométriques puis à des structures kilométriques. Leur direction est N.100-120. La schistosité associée, généralement subverticale,est de type pli-fracture et n'atteint que rarement le domaine du flux.

Cette zone est assez représentative de l'allure générale de la chafne hercynienne des Andes centrales. On la recoupe dans les vallées de San Gaban, de Quitun (Fig. 31) et de Sina. b)- La phase 1 dans les zones externes (niveau structural moyen). Des zones "moyennement déformdes, c'est-à-dire plissées mais généralement sans schistosité, affleurent de part et d'autre de la zone axiale.

. Le rebord NE de la CordiZZe're Orientale. Au NE du domaine 3 plis verticaux précédemment cité, l'in- tensité de la déformation éohereynienne diminue. Nous entrons dans un domaine mal connu, formant le rebord NE de la Cordillère Orienta- - (*) II faut remarquer que Les terrains $es plus anciens ne correspondent pas au coeur de la zone axiale eohercynienne. On peut se demander sf l'anticlinorium d'Ordovicien moyen de San José ne re- pr6sente pas un panneau limité par des failles et soulevé par rapport aux panneaux voisins lors de l'orogenèse andine. 68

Fig. 30 - Carte des schistosités Se(1) éohercyniennes. Les directions de la région d'0congate sont celles des feuilles d'ocongate et Sicuani (AUDEBAUD 1973). 1 : Paléozoïque inférieur; 2 : Syénite de Macusa- ni; 3 : Granitoides post-dévoniens; 4 : Front supérieur de la schis- tosité. 69 .,

le, qui est recouvert par un dense manteau végétal. Les rares incursions,réalisées le long des rivières,n'ont permis qu'une approche très sommaire de la géologie de cette région. Au NE de l'anticlinorium à coeur d'Ordovicien moyen,les affleurements sont constitués par une épaisse série de quartzites d'âge ordovicien sup6rieur. Au-delà, vers le NE, ils sont décrits en Paléozoïque inférieur indifférencié. Ces séries sont déformées à 1'Eohercynien en grands plis cylindriques, à plan axial subvertical, oÙ la schistosité est généralement absente.

A l'approche de la zone subandine, les amples structures éohercyniennes ont été fortement reprises lors du plissement "fini- miocène" et hach6es longitudinalement par les failles subverticales subandines, accentuant ainsi la verticalisation des couches.

. Rhgion de Z'AZtipZano. La couverture crétacée du synclinorium de Putina ne permet pas de voir le passage de la zone axiale aux séries moins défor- mées de Paléozo?que inférieur, affleurant de part et d'autre de la dépression centrale de 1'Altiplano. Dans cette dernière région la tectonique éohercynienne donne des plis amples d'échelle kilométri- que, sans déversement net. La schistosité n'est visible que très localement dans un anticlinal situ5 au SW de Juliaca (hacienda Mira- flores) oÙ elle a une direction N.140. Une schistosité subverticale N.20-30' afffcte l'ordovicien de la quebrada Puncco au NE d'Aya- viri9il s'agit peut-être d'une phase 2 éohercynienne dont 1 'orientation est voisine de la deuxième phase trouvée par R. MAROCCO (1977) dans la région de Vilcanota. e)- Extension de la schistosité Se(1): le front supérieur. Le schéma (Fig. 30) fait apparaître le domaine de la schistosité de flux, ainsi que celui de la schistosité de fracture. La limite ouest du front de schistosité est assez approximative P cause de l'importante couverture post-Gohercynienne.

2.2- Les phases de déformations postérieures à la phase 1, Postérieurement à la première phase, dont on vient de dé- crire les caractéristiques, le Paléozoïque inférieur a été affecté, au niveau de la Cordillère Orientale, par d'autres phases de dé- formations, souples ou cassantes. Elles ont une extension nettement locale et correspondent à un niveau structural bien moins profond que celui caractérisant la phase l. I1 s'agit de plis associBs à une schistosité de pli-fractureyde kinks et de grandes failles inverses redressées ou plates,peut-être synchrones de la première phase.

On peut établir une chronologie relative de ces déforma- tions,mais en l'absence d'une couverture de Paléozoïque supérieur dans les lieux affectés par ces phases, leur Bge éohercynien reste incertain. 70

ssw Ndo Allinccopcc, NNE

A- Vallec de San Gaban

NE S' rio Inambad Zone

+++++++

I U I. 10km , B- Coou - @ueno - rio Inambari

.I 10km

C- Vallda du rio Liduri et rio La Pampa. SW Nado

D- Ncvdo Aricoma P Pon

E. - bnea-Sandia-rio Tambopat..

Fig. 31 - Coupes transversales à travers la zone axiale éohercynienne montrant l'allure du style tectonique.(localisation Fig.27)

m4 : Ignimbrites pliocènes; C+m : Méso-Cénozoïque; tl-p2 : Permo-Trias; p1 : Permien inférieur; pl : Paléozoïque supérieur; sd : Siluro-Dévonien; 021 : Caradocien; 012 : Orzovicien moyen; se(1) : schistosité éohercynienne; gpll: granite éohercynien; gp12: granite permien; Sy: Syénite de Macusani; U : cataclase andine. 71 a)- La deuxième phase de Plissement- Elle se manifeste principalement par une schistosité de pli-fracture. Elle affecte le Paléozo?que inférieur danç la région de Cuyo-Cuyo, de Patambuco et plus 2 l'ouest, danç la "fen@tre de Yanaccacca" au NE de Putina ( Pl.V-2et3)

. Dans la haute vaZZe'e de Sand

C'est le seul endroit oìì j'ai pu voir une liaison directe entre schistosité et plis de deuxième phase. b)- La tectonique cassante associée au plissement éohercynien. 11 est probable que les grandes structure's de la couverture associées à des failles inverses reflètent un écailla- ge du socle. En effet,il semble difficile d'évoquer un décolle- ment de la couverture paléozoyque au niveau du socle et il est vraisemblablement que les grands anticlinoriums de la couverture pa- léozoique reflètent des accidents inverses dans le socle.

Dans les vallées qui recoupent la zone 2 plis couchés,on peut observer de grands contacts plats, subparallêles à la schistosit6 et 2 la stratification et qui pendent faiblement vers le NE. Les miroirs de ces failles sont occupés par d'abondantes minéralisa- tions d'oxyde de fer et de quartz.

Il s'agit lh,soit de cisaillements contemporains de la formation des plis couchés, soit d'un épisode postérieur, mais nban- moins Gohercynien, puisque,au SE d'Ananea,ils sont fossilisés par le llississipien (Fig. ~5~). - REMARQUE. Les structures dohercyniennes seront reprises lors des phases tardi-hercyniennes et andines. En particulier les grandes failles de socle rejoueront en découpant la chaîne Gohercynienne en grands panneaux long itud inaux.. 12 '

2.2.2 - LA DISTENSION PERMO - CARBONIFÈRE La phase éohercynienne est suivie d'une longue période de stabilité orogénique qui se termine au Lébnardien moyen par la compression tardihercynienne. Cependant, toute tectonique n'est pas absente, car cette période va être caractérisée par un régcme en distension sou- lignë par des mouvements épirogéniques accompagnés de failles normales. De nombreux arguments parlent en faveur d'un tel régime :

- une tectonique de blocs, mise en évidence par des horsts et grabens, le long de la bordure nord-est du synclinorium de Putina dont NEWELL et al. (1953) et KATZ (1959) avaient déjà signalé l'existence. On peut attribuer également à ce jeu de failles l'importante subsidence du Permo-Car- bonifère sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale et les variations importantes et rapides des épaisseurs des dépôts des Groupes Ambo, Tarma et Copacabana.

- un volcanisme explosif, dont on ne connait pas les lieux d'émission, mais qui est mis en évidence, dans le sud-est du Pérou, par les intercalations plus ou moins épaisses de "grès verts'' des Groupes Tarma et Copacabana.

Sur la bordure nord-est du synclinorium de Putina, entre le rio Carabaya et Putina, une tectonique de blocs d'âge intzacarbonifère, s ' observe :

- au NE de Mufiani, oh NEWELL et al. (1953, p. 13) signalent l'existence d'un graben B remplissage pennsylvanien, recouvert transgressivement par le Permien inférieur.

- dans la coupe du Nevado Surupana (Fig. 25a) qui met en évidence le rôle - de môle positif de ce bloc,d'abord au cours du Mississipi.en (totalement absent), puis au cours du Pennsylvanien (très réduit). A quelques kilomè- tres de là, vers le NE, le Mississipien et le Pennsylvanien sont épais de plusieurs milliers de mètres.

- dans la courbe du rio Carabaya (hacienda Pinaya 70'13'W et 14'21 'S) ,j 'ai observé, localement,,une légère discordance angulaire, entre les séries f lyschordes mississipiennes et la base transgressive des grès verts pennsylvaniens, qui met en 6vidence une phase d'érosion entre le Groupe.Ambo et le Groupe Tarma.

Ces observations mettent en relief l'existence de mouvements distensif s f ini-mississipiens et fini-pennsylvaniens, dans une zone mobile,située sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale (Fig. 32).

De nombreuses observations, faites par ailleurs dans le centre (DALMAYRAC 1974, MEGARD 1973) et le sud du Pérou (BELLIDO et NARVAEZ 1960, MENDIVIL et CASTILLO 1960, PECHO et MORALES 1969) , dans la région de Vil- cabamba (MAROCCO 1973), montrent que la distension intra-carbonifère a affecté l'ensemble du Pérou. 73

Cerro Cordillère Orientale sw Col NE Huaneho Surupana d'Usicayos Lampa -- .

!Substratum pré-mississipien.

Fig. 32 - La tectonique distensive permo-carbonifère; une coupe transversale au bassin montrant le jeu des failles synsédimentaires; sur la carte la position des failles est hypothétique. p1 : Permien inférieur; h2 : Pennsylvanien ; hl : Mississipien. 74

Fig. 33 - La discordance tardihercynienne en carte. 1 : dépôts post-permiens; 2 : Permo-Trias (Groupe Mitu) un liseré de petits points indique une discordance angulaire entre le Per- mo-Trias et les séries permo-carbonifères sous-jacentes; 3 : séries pré-Mitu; 4 : granito'ides permo-triasiques; 5 : granitordes andins; 6 : syénite de Macusani. A, By C, Dy localisation des coupes Fig. 34. 75

2.2.3 - LA TECTONIQUE DE COMPRE,SSION TARDIHERCYNIENNE

Alors que dans les Andes du Pérou central le passage du Per- mien inférieur au Permien supérieur (Groupe Mitu) n'est marqué que par un changement radical dans la sédimentation et par une discordance régio- nale (MEGARD et al. 1971), dans le sud-est du Pérou, le Carbonifère et le Permien inférieur ont été fortement affectés par un plissement intrapermien (AUDEBAUD et LAUBACHER 1969). Ce plissement,que nous avons appelé "plissement tardihercynien", est daté approximativement du Permien moyen (265-260 MA).Puis, avant le dépôt des molasses du Permien supérieur (Gr. Mitu) les plis tardihercyniens paraissent avoir été affectés par une torsion liée à un décrochement dextre WNW-ESE dans le socle.

I - LA DISCORDANCE TARDIHERCYNIENNE.

Le plissement tardihercynien est souligné par une discordance majeure entre les séries plissées du Carbonifêre et du Permien angulaire inférieur d'une part et les séries volcanodétriques continentales du Permien supérieur d'autre part. La discordance a été mise en évidence et décrite le première fois par AUDEBAUD et LAUBACHER (1 969), le long de la limite nord-est du synclinorium de Putina. Bien avant cette découverte, NEWELL (1949) , puis NEWELL et al. (1 953) avaient souligné l'importance, à l'échelle du Pérou, de la grande coupure stratigraphique existant entre le Permien inférieur et le Permien supérieur (Groupe Piitu) e Cependant, n'ayant jamais trouvé que des discordances régionales sans angularité significative, NEWELL avait proposé l'existence d'un plissement intrapermien recouvert par les dépôts andins au niveau de l'actuelle Cordillère Occidentale. Les arguments pour étayer cette hypothèse font défaut.

Les levers cartographiques que j'ai réalisés sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale,entre 14 et 15"Stm'ont permis de prouver l'extension régionale de la discordance tardihercynienne. On l'observe particulièrement bien tout le long du rebord nord-est du synclinorïum de Putina et au NE du nevado San Francisco de Quena- mari ('5284 m). Nous l'avons encore retrouvée entre le rio Carabaya et la frontière bolivienne, avec des angles variables mais souvent forts (Fig.33et34).Vers l'est, le PaléozoIque supérieur n'affleurant pas dans la zone subandine, i1 n'est pas possible d'y reconnaître les effets du plissement tardihercynien. Vers l'ouest au niveau de l'Altipiano, les événements tardihercyniens se traduisent par une très faible discordance angulaire (coupe Lampa - Calapuja, Fig. IO). Vers

~ le nord-ouest, le plissement tardihercynien ne se manifeste plus à Cuzco, et dans la Cordillère de Vilcabamba oÙ la discordance tardihercynienne n'est que d'érosion (MAROCCO et ZABALETA 1974). Par contre, depuis le sud du Pérou il semble se prolonger par le nord-ouest de la Bolivie (cf MARTINEZ, CO". orale) jusqu'en Argentine et au Chili, oÙ une tectonique tardihercynienne importante a été mise en évidence (POLANSKI 1970). 76

Lag Ceara E

4500

4 400

O I Ir” A- Lagune Ceara (au nord de San Anton)

O ’ km B- Rio.Pirhuani (au nord de San Anton) sw- .- o 450 O

4000

O ’ km --I C- RTo Guananco (quebrada Jaquitira, 2 l’est du Cerro Surupana).

SW CO Pucacunca @ NE 4200

4000

O 1 ‘,km D- Cerro Puncacunca (12 km B l’est de Putina)

Fig. 34 - Discordances tardihercyniennes (Localisation sur la Fig.33 )J hl : Mississipien; h2 : Pennsylvanien; tl-p2 : Permo-Trias; c1 : Cré- tacé inférieur (Fm Huancane); c21 : Albo-Turonien (Gr; Moho); : Néocomien à Turonien (Groupe Cotacucho); c22 : Crétacé terminal TFm Vilquechico) ; ml : Eocène (Fa Mufiani). 77

2- LES STRUCTURES TARDIHERCYNIENNES.

Les déformations affectant les séries carbonifères et permiennes résultent de plusieurs phases tectoniques : aux structures tardihercyniennes se sont surimposées postérieurement les phases andines. Les structures tardihercyniennes et andines s'étant formées dans un niveau structural supérieur, un style tectonique voisin ca- ractérise ces deux plissements : il est souvent malaisé de différen- cier clairement ce qui est tardihercynien de ce qui est andin.

Cependant, en un certain nombre de points, en parti,culier là oÙ la couverture permo-triasique est présente, il a été possible d'identifier sans problème les structures tardihercyniennes et d'en définir les caractéristiques géométriques. Dans ces zones nous avons pu montrer que la phase tardihercynienne correspond à un plissement de direction NNW-SSE ayant une tendance au déversement vers le SSW. Une schistosité, généralement de fracture, plan axial des plis tardihercyniens, apparaît assez fréquemment dans les niveaux les plus profonds.

2.1- Les plis tardihercyniens ont été tordus en une méga-virgation (virgation de Macusani) par une phase décrochante post6rieure.

Les structures tardihercyniennes ne se retrouvent plus dans leur position originelle, mais ont été reprises dans la virgation de Macusani qui a une forme en baïonnette.Bans un travail antérieur (LAUBACHER 1970) , j'avais proposé un âge tardihercynien tardif pour cette grande torsion, C'est une structure complexe, qui a été reprise et accentuée postérieurement par les phases compressives andines.On peut distinguer schémati- quement trois zones structurales à l'intérieur desquelles les plis tardihercyniens ont une orientation homogène (Fig. 35):

a)- Une zone A ou branche occidentale de la virgation, dont les plis et les failles tardihercyniennes,de direction NNW-SSE, présentent un déversement général vers le sud-ouest. Elle comprend toutes les structures situées immédiatement au nord- est du synclinorium de Putina, entre la hacienda Jajapuncco au nord, Cojata au sud et Potoni 2 l'est (Pig. 36c et E).

b)- Une zone B ou branche centrale de la virgation oÙ les structures tardihercyniennes initiales ont subi une rotation dextre de 90' environ. Les structures ont acquis une direction générale NE-SW et sont déversées vers le sud-est. La zone B

comprend les structures situées entre la hacienda Jaiapuncco.I_ Macusani et Crucero. La branche occidentale et la branche -centrale forment ensemble la virgation de Macusani ,'Fig. 36A). I 78

70" 7G30 -====+,;====l=l=l~~l=l=~+++++++++++++++ 6930 ...... ++++++++++++++++t...... 25km

-Colata. '

Fig 35 - Allure actuelle des structures tardihercyniennes. 1 : Séries du Carbonifère et du Permien inférieur déformées par la phase tardihercynienne; 2 : Séries anté-Carbonifère et post-Permien inférieur; 3 : Granitoides d'âge permien supérieur; 4 : Anticlinal à plan axial déversé; 5 : synclinal. Le croquis schématise les branches A, B et C de la virgation de Ma- . cusani. Les coupes de la Fig. 36 'sont localisées en A, B, Cy Dy E. 79

Une zone C correspondant à la branche orientale de la virgation : c'est une structure très complexe qui représente une autre petite virgation comportant des plis NNW-SSE déversés vers le SSW et une zone d'écaillage est-ouest (écaillage d'Usicayos) oÙ les structures NNW-SSE ont été tordues et écaillées (Fig. 35 et 69)

Les structures de la zone A passent en continuité aux structures de la zone B. Par contre, les structures de la zone E se sont com- plètement désolidarisées des structures C au long d'une grande zone décrochante de direction NW-SE. 2.2- Les plis tardihercyniens ont une direction originelle N[J!J-SSE; Les plis tardihercyniens sont caractérisés par une grande dispersion de leur direction. Ils se présentent comme un éventail dont les directions extrêmes sont NW-SE B NE-SW entre lesquelles on observe toute une série de directions intermédiaires. On pourrait se demander s'il ne s'agit pas de deux plissements distincts suborthogonaux, ayant chacun ses structures propres. Cependant, Le lever cartographique détaillé a permis de mettre en éridence que :

- Les plis NW-SE 2 NNW-SSE de la zone A ne recoupent jamais les plis NE-SW de la zone B et inversement ne sont jamais recoupés par eux.

- Les plis NW-SE de la zone A passent en continuité aux plis NE-SW de la branche centrale.Le changement de direction s'opère autour d'un axe 5 très fort plongement vers le "E, qui replisse les plis de la première phase.D'autre partyla schistosité plan axial des plis est elle aussi, quand elle existe, affectée par la torsion.

Ces faits m'ont finalement fait opter pour l'existence d'une pre- mière génération de plis tardihercyniens, à axes horizontaux ayant subi postérieurement une torsion autour d'un axe subvertical lié au jeu d un décrochement dextre affectant le socle .L' allure générale des structures montre qu' en suface, du moins, 1' accident décrochant a une direction NW-SE et que les plis qui ont pivoté sont ceux de la branche centrale (zone B).La direction originelle des plis tardihercyniens semble avoir été parallèle 2 celle des plis de la zone A,c'est à dire "W-SSE, dont les structures s'ennoient de façon discordante sous les séries Cré- tacées du synclinorium de Putina.

2.3- Les plis tardihercyniens prgsentent un dëversenent vers 1 '!JSW. Dans la zone A, les structures tardihercyniennes sont caracté- risées par un déversement plus ou moins prononcé vers 1'WSW6 Ce déver- sement appara?t nettement dans les profils transversaux du Cerro Con- dorpata, du rio Carabaya et du Cerro Yanaccacca. Sur ces coupes assez représentatives de la zone A, le plan axial des plis, la schistosité quand elle est présente,et les failles inverses montrent un pendage de 30 ?i90" vers 1'ENE. Cependant une partie de ce déversement est dû aux phases andines. Dans la zone B par contre, les structures sont déversées plus ou moins fortement vers le SE. Le pendage des plans axiaux et de la

, 80

E E

i .-.;iN

.rl .rl

...... & d 22 81

schistosité ne descend cependant que rarement en dessous de 45". Ce déversement SE n'est pas contemporain du plissement tardihercynien, mais résulte d'une phase postérieure décrochante qui est responsable de la virgation de Macusani.

Dans la zone C, les structures tardihercyniennes qui ont subi une torsion et un écaillage par les tectoniques postérieures, ne sont plus facilement discernables , au niveau d'Usicayos. Cependant au NE d'bjoyani où les plis tardihercyniens ont surtout été affectés par des décrochements longitudinaux, la géométrie des plis reste bien li- sîble : ils montrent alors un déversement vers le sud-ouest de 50 à

70" .I

En conclusion, la géométrie des structures tardihercynfennes est surtout conservée dans la zone A. Dans cette zone,l'existence de plis dissymétriques avec flancs courts, à regard,SW atteste un déverse- ment originel tardihercynien modéré vers le sud-ouest.

2.4- L'essentiel des plis tardihercyniens affleurants est n6 dans Te niveau Structural moyen, c'est-à-dire au-dessus du front supérieur de la schistosité. I1 s'agit en géne'ral de plis plurikilométriques, kilomé- triques et hectométriques, isopaques et cylindriques ou subcylindri- ques.

Le niveaux structural inférieur l(Fig. 37), caractérisé par la présence de schistosité, ne couvre que 5 1 10 X du domaine tardihercynien affleurant. 11 a ét$ reconnu sur plusieurs dizaines de kilomètres carrés au sud-sud-ouest et au sud de Macusani vers le col de Quellosa- ni et la mine de San Raphael, à l'est du Cerro Yanaccacca, au sud et sud-est d'Ananea (Cerro Caballune). La schistosité affleure encore, mais de façon nettement plus localisée, en différents autres points (Fig. 36 1. Le niveau structural inférieur affecte surtout les séries gréso-pélitiques du CarbonifEre inférieur, plus rarement le Carbonifè-! re supgrieur et le Permien inférieur. L'essentiel de la schistosité est I de type fracture ou pli-fracture et est associée 1 des plis hectomérri- ques, décamétriques, voire métriques en fonction de la lithologie. Trës localement, au Col de Quellosani la schistosité peut atteindre le domaine du flux: elle est alors associée à des micro-plis à flancs étirés et charnigres épaissies.

La schistosité subit la m2me torsion que les plis tardihercyniens. . Conclusions. Le style du plissement et l'existence localisée de schistosité montrent que les terrains permocarbonifères de la bordure SW de la Cor- dillère Orientale ont été tectonisés au Tardihercynien dans des conditions de pression et de température correspondant à la limite des niveaux structuraux moyen et inférieur (PL, V-4). 82

O 20 km I

Fig. 37 - Zones affectées par la schistosité tardihercynienne. 1 : séries post-Permien inférieur; 2 a : domaine tardihercynien sans schistosité; 2 b : domaine tardihercynien schistosé; 3 : Pa- léozoïque inférieur; 4 : granitoides du Permien supérieur; 5 : pendage plus ou moins fort de la schistosité.

Avec des plis tardihercyniens de direction NNW-SSE, la valeur locale del'axe de raccourcissement Z est approximativement N.OGO,Le style du plissement permet d'estimer le raccourcissement du bassin .3 20% en moyenne, cest à dire que la zone tardihercynienne déformée actuellement large d'une centaine de km résulte du raccourcissement d'un bassin subsident initialement large de I25 km. 83

3- LA VIRGATION DE MACUSANI.

AU SW et au SE de Macusani, les structures tardihercyniennes de direction SW-NE sont recouvertes en discordance angulaire forte par les couches subhorizontales du Groupe Mitu (Fig. 36A) . A l'est du Cerro Surupana, les plis tardihercyniens gardent une direction NS après avoir annulé les effets du plissement andin dans la couverture permo-triasique. Ces faits suggèrent un âge pré-Mitu pour la virgation de Macusani, bien que le jeu décrochant dextre de nombreuses failles andines, n'exclut pas totalement une torsion andine. Du moins, la tectonique andine aura-t- elle fortement accentué la torsion et provoqué la formation des gcaillages d'usicayos (voir tectonique andine,^. 151 et Fig. 69). .

Quant au mécanisme ayant produit la torsion, il peut s'interpréter Comme un accommodement de la couverture permo-carbonifère plissée, au jeu décrochant dextre d'une zone fracturée WNW-ESE dans le socle.

4- EXTENSION ET NATURE DU PLISSEMENT TARDIHERCYNIEN DU SE DU PEROU. Quelle est la place des déformations tardihercyniennes dans un contexte plus vaste ? Rappelons simplement que le plissement tardihercynien n'a pas été reconnu au nord du 13' de latitude S. Dans la Cordillère de Vil- cabamba (MAROCCO 1974) et dans le centre du Pérou (MEGARD et al. 1971, HE- GARD 1973, DALMAYRAC 1973) les séries du Paléozoïque supérieur n'enregis- trent aucun plissement post-Copacabana et pré-Mitu.

Beaucoup plus au nord, une phase intrapermienne a été reconnue au Vénézuela (SHAGAM 1975) et en Colombie (CEDIEL 1972, IRVING 1972). Elles semblent également affecter 1'Equateur (FAUCHER et SAVOYAT 1973) et le nord- ouest du Pérou.

Cependant, les structures plissées tardihercyniennes du SE du Pérou semblent plutôt se relier à un rameau tardihercynien méridional reconnu au Chili (MILLER 1970, FRUTOS 1970, VICENTE 1976) et en Argentine (DESSANTI et CUINOS 1967, POLANSKI 1970, CAMINOS 1972). Les séries permo-carbonifères déformées en plis "S à NW-SE, associés parfois 2 de la schistosité, sont recouvertes en discordance angulaire par les dépôts volcanodétritiques et volcaniques du Permo-Trias dont le faciès est absolument analogue 2 celui du Groupe Mitu. En Bolivie par contre, il n'est bien exprimé que dans le nord près de la frontière avec le Pérou (au SE du lac Suches, MARTINEZ 1977). Ailleurs sa présence n'est marquée que par une faible discordance entre le Permo-Carbonifère et le Crétacé (MARTINEZ 1978).

Dans ce contexte plus vaste, on remarque que le segment tardihercynien chilo-argentin admet un axe principal des contraintesddapproxima- tivement N.090.Les structures tardihercyniennes,plus locales du SE du Pérou ayant un axe Z environ N.060, sont compatibles avec un axe principal des contraintesdl également EW si on les associe avec un décroche- ment senestrem-SE à NNW-SSE: dans ce cas les plis tardihercyniens du Pérou correspondraient P des plis en échelons(l5.g. 38). '

On peut penser que ce même accident a ensuite pu rejouer, en décro- chement dextre, amorçant aizsi la virgation de Placusani, avant le dépôt des séries continentales du Groupe Mitu. 84' '

* 100km I

Fig. 38 - Le domaine tardihercynien plissé (nord du lac Titicaca). Les plis sont figurés par des traits épais. A et B correspondent à des mécanismes possibles. A - Plis en échelons NNW-SSE associés 2 des décrocfiements senestres NW-SE. B - Les structures sont ensuite tordues lors d'une compression NS en faisant possiblenent rejouer un ancien accident twnsverse WW-ESE. Ces mécanismes pourraient, à la limite , être synchrones, mais leur 8ge semble être toujours antérieur aux dépôts du groupe Mitu. 85

2.3 - LE METAMORPHISME ET LE MAGMATISME HERCYNIEN

Dans les Andes centrales, la tectogenèse hercynienne est associée 2 un métamorphisme épi- et mésozonal et B un magmatisme syn- post-tectonique peu abondant (MEGARD et al. , 1971) I

Dans la région étudiée, on peut distinguer :

- un métamorphisme général éohercynien épizonal caractérisant la zone axiale;

- un métamorphisme local de même Zge, de haute température et basse pression qui est lié à la montée de granitoïdes pendant la compression éohercynien- ne; c'est le cas du granite d2 San Gaban et de son métamorphisme associé.

- un métamorphisme général tardihercynien très faible et d'extension très limitée.

2.3.1 - LE MGTAMORPHISME GBNGRAL GOHERCYNIEN

Un métamorphisme général faible caractérise la zone axiale éohercy- nienne. Les séries lutitiques et gréseuses du Paléozoïque inférieur donnent des séricitoschistes et des chloritoschistes . Elles s'ont parfois atteintes par un début de foliation métamorphique avec apparition de chlorite ,muscovite et biotite néoformées.

2.3.2 - LE PLUTONISME SYN-TECTONIQUE GOHERCYNIEN ET LE MBTAMORPHISME ASSO CIG Rappelons qu'un granire en un métamorphisme de ce type ont été décrits par BARD et al. (7974) 2 Zongo dans la Cordillère Orientale du nord de la Bolivie. Pour ces auteurs, le granite gneissifié de Zongo résulte de la montée progressive, pendant la tectogenèse éohercynienne, d'un magma granitique. Au cours de sa mise en place, on distingue deux stades : - début de la schisto-genèse avec mise en place d'une auréole thermique à cordiérite et andalousite; - montée du granite à deux micas soumis B la compression tectonique d'oÙ gneissification à chaud tandis que l'encaissant enregistre les effets du métamorphisme thermique. Dans la vallée de San Gaban, que j'ai parcourue avec R.CAPDEVI" LA, on observe un métamorphisme analogue, affectant les séries du Paléo- zoïque inférieur. Ce métamorphisme forme une large auréole autour d'un intrusif granitique qui, à la différence de celui de Zongo, n'est pas orienté car le granite a continué à monter après la compression. 86

1- LE GRANITE DE SAN GABAN.

Le granite de San Gaban (Echantillons LG 314, 325, 326, 327 et 328) est le seul dont nous avons pu établir une liaison avec la phase éohercynienne. Les relations entre le granite et l'encaissant, constitué par du Paléozoxque inférieur, suggèrent que la mise en place s'est réalisée pendant et après la formation de la schistosi- té éohercynienne Se (1 ) .

a)- Localisation et contours. Le granite de San Gaban forme un grand batholite, aux contours assez diffus,qui affleure au nord-ouest d'ollachea (Fig. 44). La route qui longe, en aval d'Ollachea, le rio San Gaban permet de recouper l'intrusif entre Urahuasi et Casahuiri. Sa mise en place a donné lieu à une auréole de métamorphisme d'un type particulier.

b) - Composi tion minéralogique e C'est un granite à quartz, orthose, microcline, plagioclases An 10/15 , et grandes paillettes de biotite de couleur brun rouge. I1 renferme également de la muscovite, andalousite, stauropide et cordiérite; ces derniers minéraux caractérisant le métamorphisme des schistes encaissants. Ces minéraux, souvent dé- formés et, cassgs, montrent que ce granite a subi une légère cataclase postérieure à sa mise en place.

La composition chimique du granite de San Gaban figure avec d'autres analyses dans le tableau .Fig. 46 qui permet une comparaison entre l'ensemble des intrusions hercyniennes. Elle n'est pas typique d'un granite car elle est caractérisée par un pourcentage relativement faible en Si02, et par une teneur importante.en Al203 et Cao. Ce granite montre donc, tout comme celui d'Amparaes (région de Cuzco, HAROCC0 1977), une nette tendance calco-alcaline.

c - Autres granites pouvant être éohercyniens. L'étude aérophotographique a mis en &idence,à l'est du rio San Gaban, .d'autres intrusions dont les bords diffus laissent penser qu'il s'agit d'apophyses ou d'intrusions de même âge que le granite de San Gaban.

Un leucogranite 2 deux micas (Ech.321) a été trouvé en éboulis. 11 provient d'une vallée adjacente située 2 l'ouest de Ollachea et I fait penser à un granite type Zongo non déformé.

2- LE METAMORPHISNE (TYPE ZONGO) ASSOCIE AU GRANITE. (Fig. 39 et PL.VI).

Le métamorphisme est décroissant quand on s'éloigne du granite. Des lames minces mettent en évidence différentes générations d'associations minéralogiques représentatives de plusieurs phases de recristalli- sations. 87

Fig. 39 - Mécanisme hypothétique de mise en place du granite "syntectonique" de San Gaban, inspiré de BARD et al. (1974). Stade A : Début de l'intrusion granitique et du plissement synméta- morphique; S1 : schistosité associée au plissement éohercynien, (i et i;) isogrades de la biotite et de l'andalousite; Gr : granite. Stade B : Après la phase 1(S1), le granite monte. par diapirisme, perce les isogrades i et ii et développe dans l'encaissant une au- réole de métamorphisme de contact. 88

2.1- Dans les sérles encalssantes proches du granite, on peut distinguer :

- un stade 1, caractérisé par une foliation métamorphique Se(1) B muscovite, biotite, andglousite et probablement aussi stau- rotide, cordiérite, sillimanite (fibrolite) et quelques rares grenats.

Ces minéraux sont syn 2 post-schistosité Se(1).

Ce premier stade pourrait traduire la montée d'un dôme thermique, précédant un magma granitique induisant un métamor- phisme mésozonal soumis aux contraintes tectoniques du plissement éohercynien.'

- un stade 2, correspondant à la mise en place du granite qui est postérieure à la phase Se(]). Le granite n'est pas ortho- gneissifié et se met en place sans orientation préférentielle comme un batholite. Dans l'encaissant cela se traduit par des cornéennes, une phase de kinks et localement des biotites post- kinks.

2.2- Dans les séries plus éloignées du granite, le métamorphisme est moins intense. Le stade 1 correspond à une foliation très fine avec d'a- bondantes petites paillettes de muscovite synsehisteuses et de grosses bìotites syn b post-schisteuses affectées par les kinks.

2.3- Caractères généraux du métamorphisme de San Gaban. Les associations minérales rencontrées permettent de dire que le métamorphisme de San Gaban comme celui de Zongo est de type basse pression et haute température, c'est-à-dire un métamor- phisme à caractère "thermique ".

La liaison schistosité Se(1) éohercynienne, foliation mé- tamorphique et intrusion granitique nous permet d'avancer un Bge éohercynien pour le granite de San Gaban (*).

2.3.3 - LE MBTAMORPHISME GENERAL TARDYHERCYNIEN

Les séries du Paléozoïque supérieur, plissées par la phase tardi-hercynienne, sont fréquemment affectées par de la schistosité et localement) au SW de Macusani (Col de Quellosani), elles passent P une foliation épìmétamorphique ne dépassant jamais la zone des séricito-schistes.

(k) Une datation radiométrique par zircons est en cours (LANCELOT, Service de Géochronologie et de Géochimie de 1'U.S.T.L.). 89

2.4 - CONCLUSIONS GBNBRALES SUR LA CHAhE HERCYNIENNE

Dans le sud-est du Pérou, la chaîne hercynienne s'est édifiée 2 partir de deux phases de plissement d'importance inézale:

- la phase éohercynienne dont l'âge est compris entre 350 et 330 KA (Dévonien terminal Mississipien inférieur), - la phase tardihercynienne qui est datée du Permien inférieur terminal ( 265 à 250 MA ). La première de ces deux phases a été la plus intense et c'est elle qui a imposé ses caractéristiques générales 2 l'ensemble de la chaîne hercynienne des Andes Centrales.

2.4.1 - LA PHASE COHERCYNIENNE

Dans le sud du Pérou, la phase éohercynienne a déformé les épais- ses séries schisto-gréseuses du bassin paléozoique (voir p.36) sur une largeur d'environ 250 à 300 km. Le segment plissé qui en résulte est caracté- risé par :

I - une zone interne ou zone axiale, allongée selon une direction générale IJNW-ESE'et affl'eurant sur une largeur de IO0 2 I50 km.Elle est +ntensemment plissée et marquée par la formation d'une schistosité de fracture ou de flux, d'un métamorphisme général épizonal ainsi que par des granitoides syntectoniques associés à un métamorphisme mdso à cata- zonal localisé; - deux zones externes moins fortement plissëes et sans schisto- sité, qui encadrent au nord'-est et au sud-ouest la zone axiale.Leur largeur varie de 50 à 150 km; Ces zones déformées de façon souple, sont situées entre deux cratons rigidesi il s'agit du Ifassif d'Arequipa au sud-ouest et du Bou- clier brésllien au nord-est. Ceux-çi sont couverts par des dépôts de plateforme qui n'ont été affecté que par une tectonique cassante peu marquée. - des structures souples qui sont représentées par de grands anti-

clinoriums et svnclinoriums. de direction N.100 à N.120.laroesI <_I de IO à 20 km et longs de plusieurs centaines (Fig. 40). Dans la zone axiale, les plis sont verticaux, dissymétriques et mgmes parfois couchés avec un déversement vers le sud-ouest, Cependant, la présence de plis couchés est exceptionnelle et paraTt liée à des caractéristiques géomètriques locales du bassin paléozoique, Dans les zones externes, les structures sont verticales et déversées vers le sud-ouest. - un raccourcissement relativement faible qui n'a guère dépassé TOO km : le bassin qui, à la fin du Dévonien avait quelques 400 km de large, a Eté rédugt après la phase éohercynienne à moins de 300 km. 90

78 0 I +' t + + +\, 4- + +, + +

Fig. 40 - La chaîne éohercynienne : allure générale de la schistosité. 1 - zone axiale à schistosité de fracture ou de flux; 2 - Intrusions éohercyniennes post-tectoniques ou syntectoniques associées à du mé- tamorphisme; 3 - Séries post-dévoniennes recouvrant vers l'ouest les structures de la chaîne éohercyniennes; 4 - zones stables peu OU pas déformées 2 1'Eohercynien; 5 - front supérieur de la schistosité. 91

Les caractéristiques générales de la chaine éohercynienne, en particulier le style général du plissement, le faible raccourcissement, l'a- bsence d'un arc volcanique et d'ophiolites, la nature terrigène de la sé- di:mentatlon associée à la situation de la chaine entre deux cratons rigides suggèrent fortement que la chaj!ne dahercynienne est de type intracon- tinental, Cette nature intraconthentale est aussi: suggérée par la grande influence qu'a le socle sur le style de plissements en effet la compression du substratum aminc? du bassin entre deux blocs rigides provoque la formation d'accidents crustaux à jeux inverses ou cisaillants aux- quels la couverture paléozoique s'accommode en se déformant en grands plis cisaillés lors des repri'ses ultérieures,

2.4.2 - LA PHASE TARDIHERCYNIENNE Le plissement tardihercynien présente des caractéristiques géné- rales analogues B celles du plissement éohercynien,mais il est moins intense et surtout d'extension nettement plus réduite. On constate que: - le bassin déform6 par la phase tardihercynienne était moins large et surtout moins subsident que celui du Paléozoique inférieur; - le style tectonique est caractérisé par des plis légèrement déversés vers le sud-ouest, qui se sont formés dans un niveau structural moyen à supérieur; -le raccourcissement réel est faible: de l'ordre de 25 km pour un bassin initial de 120 à 150 km de large; - les séries sont affectées très localement par un métamor- phisme épizonal, mais il n'y a pas de magmatisme syntectonique comme pour le plissement éohercynien; Le caractère très localisé du plissement tardihercynien montre que le sud du Pérou a répondu d'une façon particulière aux contraintes tardihercyniennes. Sa genèse devient plus compréhensible dans un contexte plus vaste: en effet, le plissement tardihercynien de la région nord du lac Titicaca est la terminaison septentrionale d'une chaine tardihercynienne qui s'étend depuis le sud-est du Pérou jusqu'au Chili et en Argentine. Nous l'interprètons comme une chaîne plissée intracontinentale qui marque la cratonisation finale de toutes les zones encore mobiles du domaine hercynien.

Chapitre .3

LE PERMO-TRIAS (PERMIEN SUPBRIEUR A TRIAS INFERIEUR) DISTENSION, SEDIMENTATION ET MAGMATISME ASSOCIE

INTRODUCTION

Au Pérou,le Permo-Trias correspond 2 une évolution tardive, post-tectonique de l'orogenêse hercynienne, Nous montrerons plus loin qu'il re- présente en fait une période mixte, transitoire entre le cycle hercynien et le cycle andin.

Cette période est caractérisée par une émersion générale, sou- lignée par des- dépôts continentaux et par une tectonique générale en distension associée 2 un intense volcanisme et plutonisme. I1 n'y a pas de plissement, mais la tectonique de distension pourrait être associée à des décrochements sénestres.

Dans le sud-est du Pérou, nous avons pu montrer que des sé- ries détritiques, volcanodétritiques et volcaniques, reposant en discordance sur le Permo-carbonifêre, et surmontées par le Crétacé, étaient bien les équivalents. du Groupe Mitu (Permien supérieur à Trias inférieur) défini dans le Pérou central.

Des datations radiométriques (CAPDEVILA et al. 1977, LANCELOT et al. 1978) mettent d'autre part en évidence une liaison entre la tectonique cassante, les dépôts détritiques et volcaniques et le plutonisme de cette pério- de.

3.1 - LES MOLASSES POST-TECTONIQUES DU GROUPE MITU (Permien supérielm et Trias inférieur)

3.1.1 - LA SURFACE D'BROSION TARDIHERCYNIENNE Les dépôts du Groupe Mitu correspondent 2 des molasses post- tectoniques qui fossilisent une surface d'érosion tardihercynienne dont l'élaboration a commencé dês l'amorce du retrait de la mer 5 fusulines au Léonardien inférieur.Cette surface s'est installée après une impoftañte phase d'érosion et du moins sur le flanc sud-ouest de la Cordillère Ori- entale elle recoupe tous les termes du Carbonifère et du Permien inférieur. Au cours du Permien supérieur elle a subi des rajeunissements continuels, par suite d'une tectonique cassante intrapermienne.Elle a aussi été le siège d'altérations et de minéralisations. En particulier lorsqu'elle 94

recoupe les calcaires du Permien inférieur, elle est marquée pa des ka stifi- cations avec poches de dissolution remplies de brèches conglomératiques et argiles rouges, par des encroûtements d'oxydes de manganèse et de fer,et par des minéralisations cuprif Sres (AUDEBAUD et LAUBACHER 1 969) .

3.1.2 - EXTENSION DES DBPÔTS Le Groupe Mitu affleure largement dans la Cordillère Orienta- le au nord du parallèle 15"s. Son épaisseur diminue rapidement vers le sud et le sud-est. Vers la frontière bolivienne, il n'a plus que quelques mztres et en Bolivie le Groupe Plitu n'est plus connu (MEGARD et al. 1971, MARTIHEZ 1977). Cependant, à Copacabana (lac Titicaca), les grès rouges qui surmontent en concordance les calcaires du Groupe Copacabana sont susceptible d'avoir un âge permien supérieur.

3.1.3 - DEFINITION ET AGE DU GROUPE MITU

Dans le Pérou central, HAC LAUGHLIN (1924) puis NE'GJELL'et al. (1953) et MEGARD (1973) ont appelé Groupe Mitu un ensemble de dépôts continentaux, datés par leur insertion entre le Léonardien inférieur et le Trias supé- .rieur. Par extension, dans le sud-est du Pérou, nous avons également attribué au Groupe Mitu des séries détritiques, lithologiquement identiques 2 celles du Pérou central, mais comprises entre le Léonardien inférieur et le Néocomien. Leur limite inférieure est soulignée par la discordance. tardihercynienne. S'a- gissant de dépôts essentielllement continentaux et rouges, les fossiles sont rares. A Sicuani, WLDONADO (1918) signale Tueniopteris euriarera d'âge permien. Plus au sud-est, dans la Quebrada Jaquitira(2 l'est du Nevado Surupana), *nous avons trouvé un niveau de calcaire fin et massif, riche en fusulines, in- tercalé dans les couches rouges du Groupe Mitu discordant sur le Permo-Carboni- fère. Un âge permien supérieur paraît ainsi établi pour la base du Groupe Mitu. D'autre part, au nord et 2 l'est de Macusani, les volcanites et les séries dé- tritiques du Groupe Mitu sont recoupées par la syénite néphélinique de Macusa- ni,à laquelle STEWART et al. (1974) attribuent un âge K/Ar de 180 MA (âge minimum). Le volcanisme Mitu est donc pré-jurassique.

Ces données confirment,dans leur ensemble, la corrélation éta- blie jusqu'à présent entre le centre et le sud du Pérou, sur la base de leur analogie de faciès. Cependant,dans le sud, en l'absence de Jurassique, certains doutes subsistent quant à l'âge de la partie sommitale du Groupe Mitu.

3.1.4 - LA LITHOLOGIE

Les dépôts du Groupe Mitu sont représentés par des séries continentales détritiques et volcano-détritiques rouges dans lesquelles s'intercalent des niveaux plus ou moins épais de volcanites et au moins un niveau lenti- culaire de calcaire marin (Fig. 42) 95

O- 10 20km

Putina, B a =-A

. .: ... .. :.:..,, :...:' Dépôts détritiques et :-...: ::.:::;: ...... , . ,...... , . , . , ...... vo 1canodé tr i tiques . ml VolCanites ,

Syénite néphélinique.

Granitoïdes d'âge permien supérieur

Fig. 41 - Carte d'affleurement du Czbanilla Permien supérieur (Grou- I pe Mitu). d 96

EVAPORITES

~s . :...

t1.pz

2m+m

\ \ \ \ \ CAIÆAIW.5 \ \ \

800m F mssxm

800

400

200

Fig. 42 - Colonnes stratigraphiques du Permo-Trias dans le SE du Perou. 1 : Mameura (Groupe Mitu); 2 : Tinta (idem); 3 : hacienda Ja- japuncco; 4 : Cerro Pichuza (est de Macusani); 4 : Nevado Al- linccapacc (NE de Macusani); 6 : hacienda Huertas; 7 : Cerro Alpacane (est de Lampa); 8 : rio Grande (nord de Asillo); 9 : quebrada Guanaco (est du Cerro Sumpana);lO : Pucacunca (est de Putina) ; 11 : Cerro Huacrane (sud de la hacienda Toma); 12 : Cerro Oso 97

1- LE MATERIEL DETRITIQUE.

Les dépôts détritiques résultent de la démolition des reliefs tardihercyniens continuellement rajeunis par la tectonique cassante intra-Mitu. Ils se sont déposés, soit au pied de ces reliefs et dans ce cas ils ont un aspect grossier, parfois de brèches de pente, soit 2 moyenne distance dans des dépressions,plus ou moins vastes,en ambiance continentale sub-aqueuse. Leur caractère "molassique'' est souligné par les rapides variations d'épaisseur (O Zt 2000 m) et les variations de composition,en fonction directe de la constitution des aires d'alimentation voisines.

Le matériel détritique, toujours rubdfis, comporte des brè- ches, des conglomérats et microconglomérats, des arkoses, des grès et des lutites rouges. Les con.glomérats et les brèches sont constitués de quartzites, de schistes, de calcaires et de cherts du Permien inférieur. La matrice arkosique est rouge 2 cause des oxydes de fer contenus. Les stratifications entrecroisées sont fréquentes dans tous les niveaux.

2- LES INTERCALATIONS MARINES ET LAGUNAIRES.

Quelques rares intercalations marines fossilifères du Per- mien supérieur, ont été signalées dans le nord (BENAL71DES 1955), dans le centre du Pérou (NEWELL et al. 1953) et dans la Cordillère de Vilca- bamba (BRAUN 1967). Un banc de calcaires à fusulines a aussi été abser- vé dans le sud-est du Pérour(Fig.34C et PL.11 - 4) - Le niveau,calcaire B fusulines du Groupe Plitu. Je l'aí trouvS dans la quebrada du rio Jaquitira, affluent du rio Guanaco, au nord-est du Cerro Surupana (70'05'W et 14'34's). Sur la coupe (Fig. 34C ) une faille sépare un compartiment sud-ouest B terrains méso-cénozoïques d'un compartiment nord-est B terrains pa- léozoïques. . Dans le compartiment nord-est, on distingue deux ensembles de terrains discordants entre eux :

- ~nde~sgm~l~&n~égi~ur-correspond au Carbonifère et au Permien infé- rieur plissé par la phase tardihercynienne; - ;n-e~sgmb-lggu~é~h-u~ attribué au Groupe Mitu, repose en discordance sur le Perma-Carbonifère par l'intermédiaire d'un conglomérat; il est constitué par une centaine de mètres de grès et d'arkoses rouges qui contiennent une intercalation peu épaisse (3 ã 5 m) de calcaire gris, massif, finement cristallis&, renfermant en abondance des fusulines dont la taille peut atteindre 1 cm. Les fusulines la contenues confirment, l'âge permien supérieur de base du Gr.Mitu.

REJHRQUE. Dans le centre du PBrou et au sud de la Cordillère de Vilca- bamba, NEWELL et al. (1953) rapportent au Groupe Mitu d'importantes in- 98

tercalations d'évaporites. Ceci pourrait aussi être le cas de certains affleurements d'évaporites non datés, trouvés au nord de Putina (hacienda Cambria) que l'on observe entre le sommet du Mitu et la base du Cré- tacé. A mon avis, ces évaporites sont plutôt à rapporter 2 la base du Crétacé et pourraient représenter un équivalent des Formations Muni et Sipin.

3- LE MATERIEL VOLCANIQUE. Au Permien supérieur, la Cordillère Orientale a été le siège d'un intense volcanisme dont nous retrouvons aujourd'hui le matériel volcanique en place,sous forme d'épaisses intercalations ou érodé et redé- posé sous forme de séries volcanodétritiques dans des bassins continentaux parfois très subsidents. L'abondance des éléments volcaniques dans ces séries est directement liée à la proximité des foyers d'émissions.

3.i- Nature et composition de ce volcanisme.

Nous n'avons pas abordé l'étude pétrographique et géochimique de ces paléovolcanites qui sont souvent complètement altQrées et pratiquement indéterminables.

Le matériel volcanique est représenté par des coulées, des ignimbrites, des brèches et des cinérites. Quelques données géochimi- ques (AUDEBAUD et VATIN-PERIGNON 1974, VIVIER et al. 1976) montrent que le volcanisme Mitu comprend : - des coulées spilitiques issues de basaltes tholéïtiques , - des produits acides (ignimbrites, rhyolites, dacites) résultant d'après ces auteurs, d'une fusion crustale. Signalons également, B propos de ce volcanisme Mitu que dans les grands lacets que fait la route entre les localités de Macusani et d'ollachea, près du contact Mitu/syénite, nous avons trouvé des volcanites à composition de phonolites qui sont, soit intercalées, soit intrusives dans le Groupe Mitu. On peut se demander alors si ce volcanisme hyperalcalin, visiblement associé à la syénite ne s'est pas mis en place à la fin de cette période permo-triasi-

que I

3.2- Localisation et nise en place du volcanisme [(Fig. 41 et 43). Les dépôts volcaniques sont très abondants en volume au nord du rio Carabaya, entre Nuñoa et la zone faîtière de la Cordillère Orientale. Au nord-est de Elacusani, on peut estimer l'épaisseur de la série volcanique h 2000-3000 m. Vers le sud, ces épaisseurs se réduisent rapidement B quelques dizaines de mètreS.et au niveau de Mufiani, il n'y a plus d'intercalation volcanique. 99

SSFI N Asillo San Anton, Macus ani Ayapata, 1 - 1- conglomérats 1

I 11I substratum pré- &tu I I1 IlI I 11’1 InIl II II I I I I1 I I Il I I I Fig. 43 - La tectonique cassante d’âge permien supérieur associée au magmatisme et à la sédimentation continentale Mitu. 1 : Granitorde permien supé- rieur; 2 : Syénite néphélinique‘ de Macusani (permo-liasique) ; 3 : Volcanites Mitu; 4 : Dépôts détritiques et volcanodétritiques; 5 : position probable des volcans; 6 : Failles probables. 1 O0

Quant aux appareils volcaniques permiens,ilsne sont plus reconnais- sables,car ils ont dû être démantelés au fur et 5 mesure de leur constitution;des foyers d'émission ne seraient actuellement jalonnés que par des intrusions hypovolcaniques et par les énormes accumulations de laves au nord,nord-est et est de Macusani. Les plus fortes épaisqeurs de volcanites permiennes se localisent au niveau de grands accidents cassants, ayant joué à l'Andin, mais dont on peut penser qu'ils ont déjà été actifs au Permien supérieur. La ré- partition des accumulations volcaniques suggère l'existence de plusieurs chaînons volcaniques alignés sur des failles NNE-SSW au niveau du Nevado Allinccapac, de San Anton, d'Asillo, et peut-être de Julica-Lampa.

3.2 - LE PLUTONISME PERMO-TRIASIQUE

La Cordillère Orientale est percée par de nombreux et vastes batholites post-tectoniques, intrusifs soit dans le Paléozoïque infGrieur, soit dans le PaléozoYque supérieur. Leurs relations avec les séries encaissantes, en l'absence de terrains mésozoïques, ne permettent pas toujours de préciser leur Bge. Pendant longtemps, en raison de leur fraîcheur et de leur faible état de défor- mation, j'avais admis,avec CAPDEVILA (rapport inédit), qu'il pouvait s'agir d'intrusions andines précoces. Cependant, des arguments géochimiques et radio- métriques nous permettent de penser aujourd'hui que l'essentiel de ce plutonisme est en réalité permo-triasique.

L'échantillonnage des intrusifs de la Cordillère Orientale a été réalisé en 1969, en collaboration avec R. CAPDEVILA. Ce dernier a également mis à ma disposition les analyses chimiques qu'il a réalisées sur un certain nombre d'échantillons (Fig. 46) I '

On peut distinguer au cours de cette période post-hercynienne deux principaux types de plutonisme, tous deux liés à la fracturation d'une croGte continentale *(Fig. 44) I . - un plutonisme alcalin à tendance calcoalcaline, représenté par de nombreux et vastes batholites granitiques, ayant une composition de leucogranites, de i granites à biotite brune, d'adamellites, etc. I1 s'agit d'intrusions post- tectonique tardihercynienne, mises en place au cours du Permien supérieur.

- un plutonisme hyperalcalin, mis en place plus tard, au cours d'une période comprise entre le Permien supérieur et le Lias. I1 correspond à la syénite néphélinique de Macusani et son cortège hypoabyssal.

REMARQUE. Entre Macusani et Ayapata, j'ai trouvé dans les déblais d'une petite mine située 2 1 km au NNE'de l'embranchement avec la piste de Tambillo, 101

Fig. 44 - Le plutonisme hercynien et permo-triasique. 1 - granitorde Gohercynien (326 - granite de San Gaban). 2 - granitordes indiférenciés, probablement hercyniens ou permo- triasiques. 3 - métamorphisme de type "Zongo". 4 - leucogranite de Quelleré (Permien supérieur). 5 - granitordes à biotite brune d'âge permien supérieur (381 - granite de Coasa; 393 -adamellite d'Aricoma). 6 - syénites néphéliniques. 7 - zones affectées par une cataclase andine. 102..

un bloc de granite à hypersthène, grenat et tourmaline. I1.n'a été retrouv6 nulle part en place. S'agirait-í1 d'un granite d'origine profonde, lié 2 l'ensemble magmatique alcalin 2 hyperalcalin permo-triasique de la Cordil- lère Orientale ?

3.2.1 - LE PLUTONISME ALCALIN A CALCOALCALIN

I1 est représenté par les . batholites de : Coasa, Limbani, Aricoma, \2uelléré, etc. (Fig. 44 'dt PL.IX) .,

1- LE BATHOLITE DE COASA.

i. i- Description. Etant donné sa bonne accessibilité nous avons recueilli de nombreux échantillons de cet intrusif: LG 370, 379, 381, 385, 386

I1 est situé à quelques 25 km au NE de ??acusani aux con- fins des feuilles au 1/1OO.OOOème de Macusani, Ollachea, Limba Coasa. C'est un énorme corps intrusif de forme globuleuse ayant une superficie d'environ 800 km2. Sur sa bordure nord-ouest il est intrusif dans les séries carbonatées des Groupes Tarma et Copacaba- na (Pennsylvanien et Permien inférieur) en donnant des Skarns, tandis que sur sa bordure sud-est sa présence provoque dans le Pa- léozorque inférieur une auréole de schistes tachetés larges de plusieurs kilomètres.

Postérieurement à sa mise en place, le granite de Coasa a été recoupé par des filons et des dykes de diabases, et affecté par des cisaillements dextres sur ses bordures sud-ouest et nord- est. Cette dernière bordure a été intensément cataclasée par une schistosité grossière subverticale et de direction N.140-1Ó0°. I1 s'agit 12 sans doute des conséquences d'un cisaillement andin (Ifiocène ?) .

Le faciès pétrographique le plus courant affleure entre Coasa et le col de Coasa (4800 m). I1 correspond 2 un granite porphyrique à gros cristaux d'orthose maclée fortement perthitísée, de plagioclase An 10/15 parfois zonés, de quartz xénomorphe et áe biotite brune souvent chloritisée. Certaines lames de la bordure nord-est (LG 385) sont caractérisées par du microcline quadrillé très abondant(pL - IX - 3 et 4).

Plusieurs analyses chimiques ont été réalisées par R. CAP- DEVILA (Fig. 46) . Le rapport X20/Na20 est toujours aux environs de 1,5, tandis que le pourcentage de Ca0 est bas:

1.2- Age du granite de Coasa. En raison du métamorphisme de contact qu'il provoque dans les calcaires du Permien inférieur, nous savons qu'il est post- 103

O 25km

+++++++++++ +++++++++++++++++++++-I-++++++ ++++++++++++++ +++++++++++++C++++++++++++++ ++++++++++++++......

ALLURE ACTUELLE DU BATHOLITE DE COASA.

+++++++++ ,'p+++++++++++++ 'I / +++++++++++++++y--.-- +++++++++++++++++ \ ++++++++++++++++++ ++++++++++++++++++ -I-+++++++++++++++++++++++++++++++++++ ++++-i-+++++++++++++ \ i-+++++++++++++++ \\4

AU PERMIEV SUPERIEUR. Les flèches montrent le sens du décrochement potentiel associé à des fentes d'ouverture ayant favorisé la mise en place du granite.

Fig. 45 - Hypothèse sur la mise en place du granite de Coasa. A- Allure actuelle du granite. . B- Forme supposée du granite au Permien après annulation des dé- , crochements andins. 1 et 2 : possiblemécanismes liés à la mise en place. 1 Or4

permien inférieur. STEWART et al. (1974) avait daté un échantil- lon du granite de Coasa à 207 MA par K/Ar. (LANCELOT et al. 1978) ont finalement obtenu un âge de 238 f 11 MA sur un échantillon recueilli au centre de l'intrusion.

Cette nouvelle datation réalisée par la méthode U/Pb sur différentes fractions de zircons met en évidence un rajeunissement de l'échantillon étudié par STEWART et al. que la cataclase subie par le granite 2 l'Andin, permet d'expliquer.

1.3- Hypothèse sur la mise en place du batholite de Coasa. Le granite de Coasa comprend un corps principal et des massifs annexes situés sur ses bordures nord-ouest et sud-est. Les massifs annexes sont séparés du corps principal par des failles NW-SE (Fig. 45) qui semblent se rattacher au système décrochant dextre NW-SE responsable de l'écaillage d'Usicayos et aurait fonction- né au cours du Tertiaire .L'ampleur des déplacements horizontaux aux extrémités est et ouest du corps principal pourrait atteindre et dépas- passer une vingtaine de kilomètres.

Si nous annulons les décrochements tardifs supposés, nous re- constituons la forme initiale qu'aurait pu avoir le batho1ite:on ob- tient une forme d'amande légèrement allongée en EW.On peut alors se demander si la mise en place du batholite de Coasa ne s'est pas ef- fectuée le ldng de fractures EW 2 WNW-ESE (fentes d'ouverture) liées à des mouvements cisaillant?.

2- LE BATHOLITE DE LIMBAFI. (Fig. 44)

Echantillons LG 387, LG 391 et 392. o rp-s Le batholite de Limbani est % intrusif allongé NW-SE, de 100 à 150 km2 de superficie. Le contact intrusif est franc et provoque une auréole de schistes tachetés dans le Paléozoïque inférieur qu'il recoupe.

Sur sa bordure NE il est fortement cataclasé 2 froid (d'une manière qui rappelle beaucoup celle du granite de Coasa). En photo aé- rienne on observe un réseau très serré de diaclases et fractures,les unes NE-SW, les autres NW-SE probablement liées 2 la catacl.ase.(PL - IX - 2).

Au point de vue pétrographique c'est une adamellite à tex- ture porphyrique, constituée de quartz, d'orthose, de microcline, de plagioclases zonés, de clinozoïzites et de biotites chloritisées. Sa composition pétrographique est très voisine de celle du granite de Coasa.

3- LE BATHOLITE D'ARICOPN. (Fig. 44). Echantillon LG 393. Le batholite d'bricoma, de forme triangulaire, a une superficie ne dépassant pas 100 kd. Sur sa bordure ouest, il est intrusif 105

314 325 326 38 1 38 6 387 3 93 -- Si 02 69,83 65 ,53 62 ,06 71,79 73,98 69,70 70,41 A12 o3 14,64 16,03 18,41 14,28 13,45 14,80 14,95 Fe203 1,50 1,50 1,50 1,50 1,50 1,50 1,50 Be O 1,72 2,31 3,76 0,77 0,65 1,78 1,35 Mn O 0,06 0,06 0,07 O O 0,04 0,07 Pig o 0,84 1,26 1,55 0,48 0,lO 0,73 0,98 Ca O 1,80 1,68 2,28 1,56 0,94 1,44 2,15 Na20 3,22 3,45 2,77 3,51 3,67 2,90 3,47 K2 O 4,21 4,92 4,31 4,26 4,64 5,09 3,82 Ti O2 0,48 0,80 1 ,o2 0,31 0,23 0,50 0,57 p2. O5 O O O O O O O H2 O+ 0,98 1,17 1,16 0,55 0,26 O, 94 0,59 H2 O' O O O O O O O -- Somme 99,28 98,71 98,89 99,74 99,42 99,42 99,86

Composition en pourcentages d'oxydes.

K20 x 100 6,03 si O2 7,51 6,95 5,93 6,27 7,30 5,83

K20 + Na20 x 100 10,64 i Si 02 12,77 11,41 0,82 11,23 Il ,46 10,35

K2° 1,31 I Na20 ,43 1,56 1,2i 1,26 1,76 1 ,lo

Fig. 46 - Analyses chimiques des granitoïdes hercyniens s.1. : éohercyniens 314, 325 et 326.; permiens : 381, 386, 387 et 393. 106

dans des séries que j'ai attribué7.s au Mississipien à cause de leur fa- ciès et de leur état de déformation. L'intrusif d'Aricoma,qui est peu déformé, est de couleur assez sombre et correspond B un faciès granodioritique. I1 est plus riche en plagioclases que les intrusifs de Coa- sa et de Limbani. L'analyse géochimique traduit cette variation pétro- graphique par un rapport O/Na20 de 1 et par un pourcentage relative- K2 ment élevé en Ca0 (Fig. 45). Datation radiométrique. Un échantillon du massif d'Aricoma a donné un âge de 235+ 3 MA, en en utilisant la méthode U/Pb sur zircons (LANCELOT et al. en przparation). La mise en place a donc eu lieu vers la limite Permien-Trias.

4- LE LEUCOGRANITE DE LA LAGUNE QUELLERE (PL - IX - 1). Echantillon LG 339. I1 s'agit d'un petit hassif de granite de quelques km2 qui affleure à la lagune Quelléré, le long de la route allant de Macu- sani B Ayapata. Ce leuco-granite B feldspaths potassiques albitisés, B quartz xénomoyphes, sans aucun ferromagnésiens, est quelque peu défor- mé et semble (en photo aérienne) être intrusif dans le Mississipien sur sa bordure sud-ouest.

REMARQUE. En photo aérienne, d'autres intrusions ont pu être locali- sées au nord du granite de Coasa : ces intrusions sont caniionnées dans le Paléozoïque inférieur. N'ayant d'elles ni échantillons, ni données de terrain, elles sont classées comme intrusions hercyniennes s. 1.

Vers la zone subandine à la frontière bolivienne, j'ai trouvé, dans le lit d'un affluent de la rive gauche du rio Tambopata (légèrement en aval de la faille subandine), de grands blocs d'un intrusif granitique à grain fin, à biotite, n'ayant apparemment pas été dé- formé. I1 est intrusif dans le Paléozoïque inférieur comme ceux signa- lés par KATZ (1959) un peu plus au nord-ouest sur le rio Huacamayo (rio Candamo) .

3.2.2 - LE PLUTONISME HYPERALCALIN : LA SYENITE NEPHELINIQUE DE MACUSANI ._ Echantillons 292, 293, 298, 299, 300, 302, 306, 309, 310, 311, 333, 336, 341 et 342.

L'existence d'une intrusion syénitique dans la vallée de San Gaban avait déjà été signalée par DOUGLAS (1920) et par FRANCIS (1956).

1- LOCALISATION ET CONTOURS. (Fig. 44) Sur la carte, la syénite apparait comme un grand batholite de plus de 1OO.km2 de surface mais qui n'est encore qu'incomplète- ment érodé. C'est ainsi qu'on la trouve en affleurement le long de la 107

route Macusani-Ollachea, et un peu partout dans le massif de 1'Allin- capacc au fond des vallées glaciaires, tandis que les sommets sont constitués par les volcanites du Groupe Mitu partiellement métamorphi- sées par la syénite. Quelques stocks syénitiques affleurent aussi le long de la route Macusant-Ayapata ainsi que dans les environs immédiats de Macusani.

4 L'intrusion de la syénite,tout en étant franche, semble se faire à partir d'un corps central d'où partent un grand nombre d'apophyses.

2- LES FACIES PETROGK4PHIQUES. (+) La route de Macusani à Ollachea recoupe la syénite des niveaux plus ou moins profonds. On peut distinguer des faciès plus ou moins bien cristallisés et des faciès tectonisés ( PL.VII1- 3-4 )

Un facigs grenu. C'est le type le plus courant caractérisé par de gros cristaux de néphéline, feldspaths potassiques, biotite, bar- kévicite, augite aegyrinique et parfois de sodalite et d'analcime (LG 317, 333, 309 et 307)-

Un faciès microgrenu est fréquent également. Sa composition minéra- logique est voisfne de celle du faciès grenu avec cependant des va- riétés plus sombres, riches en amphiboles, pyroxène et biotite (LG 298, 299, 300).

Un faciès aphanitrque. Sur son bord ouest, la syénite (route de Ma- cusani-Ollachea) fait intrusion dans les volcanites du Groupe Mitu en y developpant une auréole de métamorphisme. Au contact la syéni- te est caractérisée par un faciès de bordure et par tout un cortège hypovolcanique de filons, stocks et laves porphyriques à constitution phonolitique- Ces phonolites sont formées de gros cristaux de néphéline (LG 293, 294)etd'anorthose, dispersés dans une pâte à feu- trage de fines baguettes de feldspaths. Dans ce matériel on trouve aussi des géodes remplies de cristaux de barkévicite, d'aegyrine ou d ' augite aegyrinique et d ' albite.

Un "faciès gneissique" intensément dgformé 2 froid. Le rebord nord- est de la syénite, au niveau du pont de San Francisco 2 km avant Ollachea, est affecté sur plusieurs centaines de mètres par une intense cataclase. Cetre cataclase,qui est postérieure à la mise en place de la syBnite,me semble encore devoir être reliée aux cisaillements andins qui ont également affecté les granitoïdes de Coasa et de Limbani (Fig. 31 et 44; PL. VIII - I+).

En photo aérienne, cette tectonique parait correspondre à un réseau très dense de failles NNW-SSE à NW et SW-NE qui affecte la syénfte et les volcanites du Groupe Mitu (massif du Nevado, Allincca- pace) e

Pour l'étude des lames minces, j'ai bénéficié de l'aide précieuse de R. Capdevila. 108

299 3 02 309 333 342

Si O2 51,66 50,46 53,Ol 55,12 55,71 A1203 17,17 17,62 21,03 20,80 19,24 Fe2°3 1,50 1,50 1,50 1,50 1,50 Fe O 7,50 7,02 2,30 2,18 3,54 Mn O o, 20 0,17 0,14 0,14 0,21 Mg o 3,65 3,39 0,74 0,87 0,94 Ca O 5,62 6,16 1,73 2,48 1,80 Na2 O 4,84 5,12 9,73 8,95 8,69 3,64 4,08 5,55 4,79 4,50 K2 O Ti Oz 2,60 2,45 0,57 0,80 O, 65 p2 o5 O O O O O H2 0' O, 75 0,52 2,23 1,57 1,85 O O O I H2 O- I Somme 99,13 1 98,49 I &9:,20 98,63 __

Orthose nor 21,13 24,46 32,80 28,36 26,69 Albite 27,25 22,22 16,77 28,82 35,63 Anorthite 14,73 13,07 O 2,22 0,28 Néphéline 7,38 11,25 32,66 25,56 20,16 Aegyrine - - 4,16 - - Diop side 8,25 14,07 7,12 10,47 7,40 O livine 23,80 7,26 4,73 4,73 6,59 I lméni te 5,02 .I 4,71 I 1,06 2,32 1,37

Composition en pourcentage de minéraux

Fig. 47 - Analyses chimiques de la syénite néphélinique de Macusani. 109

Cette cataclase va depuis des faciès à fracturation gros- sière oÙ les minéraux ne sont pas encore désolidarisés les uns des autres, caractérisée par un plan de foliation N.140 et pendage de 20' vers le NE, jusqu'à un faciès entièrement gneissifié et broyé, montrant des cristaux de néphéline tronçonnés et étirés (lames 311, 315 et 310) dans une matrice mylonitique. Localement, de la sodalite, nor- malement présente dans le faciès grenu sous forme de cristaux, a été remobilisée dans des fentes.

3- LES DONNEES GEOCHINIQUES.

Des analyses chimiques (k) ont été réalisées sur 5 échan- tillons (Fig. 47) pris les uns dans la vallée de San Gaban, les autres le long de la route Macusani-Ayapata. Dans ces analyses, l'abondance de la néphéline est nettement reflétée par le haut pourcentage de Al2Q3. On distingue deux faciès géochimiques bien différents :

- un faciès très alumineux et très sodique (échantillon 309, 333 et 342) pauvre en oxydes de fer, de magnésium, de calcium et de titane;

- un faciès moins alumineux, sodique et siliceux, mais par contre très riche en fer, en calcium et en titane (échantillons 299 et 302); ce ne sont que des données brutes et partielles et la syénite mérite- rait une étude plus poussée d'autant plus que sa richesse en alumi- nium pourrait avoir un intérêt économique.

.4- AGE DE LA SYENITE.

FRANCIS (1956) lui avait attribué un âge précarbonifère. Cependant, dans la vallée de San Gaban et le long de la route Macusani- Ayapata, j'ai pu constater que la syénite recoupait les volcanites du Groupe Mitu en les métamorphisant.

Un 8ge de 180 MA sur K/Ar (STEWART et al. 1974) datant sa mise en place du Lias, est compatible avec ces observations. Cependant, une mise en place un peu plus ancienne n'est pas à exclure, car 1'âge de STEWART et al. pourrait être rajeuni, étant donné que la roche est souvent tectonisée. Comme argument, rappelons simplement le cas du granite de Coasa daté h 207 IL4 par STEWART et al. sur RfAr et gui a donné 238 4 11 sur U/Pb (LANCELOT et al. 1978).

(k) Analyses faites par R. CAPDEVILA. Leur interprétation doit faire l'objet d'une future pubfication. 110

3.3 - CONCLUSIONS SUR LE PERMO-TRIAS

Après la phase de plissement tardihercynienne,le domaine hercynien du sud-est du Pérou, maintenant entièrement cratonisé, va subir un soulè- vement suivi d'un émersion généralisée. La période qui va du Permien supérieur au Trias inférieur est caractérisée par :

- une sédimentation détritique et volcano-détritique continentale rouge, dont la nature très grossière montre qu'elle s'est déposée après un transport,faible. Cette sédimentation semble se localiser dans des régions oÙ se manifeste une tectonique cassante active. Cependant, au cours du Permien supérieur la mer réappa- raît lors d'une très brève incursion qui recouvre localement la Cordillère Orien- tale;

- un volcanisme basique (basaltes) et acide (ignimbrites et andésites) très abondant (volcanisme Mitu);

- un plutonisme alcalin à calco-alcalin également très abondant. Une liaison génétique directe paraît exister entre le volcanisme acide Mitu et les granitoï- des permiens de la Cordillère Orientale. La syénite néphélinique de Macusani semble également liée à cette période magmatique;

- une importante tectonique cassante, avec horsts et grabens (mouvements verticaux associés à des déplacements horizontaux);

La sédimentation continentale détritique rouge ainsi que la magmatisme sont étroitementliés à l'intense fracturation continentale qui affecte le domaine hercynien cratonisé durant le Permien supérieur et le Trias inférieur. Cette fracturation représente, dans un contexte plus vaste, les prémices de la dislocation du supercontinent "la Pangea" formée lors de la phase tardihercynienne. Des hypothèses relatives à ce problème seront discutées d'une façon plus gé- nérale dans le chapitre "Chaîne hercynienne du Pérou" du volume "Géologie des Andes péruviennes" . DEUXIEME PARTIE

LA CHAîNE ANDINE

113

INTRODUCTION

La phase tardihercynienne (intrapermienne) marque la fermeture com- plète du système hercynien et amène la formation du supercontinenr "Pangea" (WEGENER 1941) .La Pängea ne restera complètement soudée que durant le Per- mien supgrieur. Déjà affectée pendant cette période par un stade de fracturation crustale (failles normales et décrochements), elle commence, dès le Trias (inférieur, moyen ou supérieur suivant les régions),à se disso- cier.L'histoire alpine et andine va ainsi débuter avec cette ouverture íni- tiale qui conduit à la formation de nouveaux océans (Téthys,golfe du fifexi- que, etc.. ..) .

Dans les Andes centrales,le cycle andin débute par une transgression marine qui, dès le Trias moyen (NEGARD 1973, LEVIN 1974), va recouvrir une , partie de la Cordillère et de la zone subandine du nord et du centre du Pé- rou.

Dans le sud du Pérou, la transgression ne commence qu'au Trias supé- rieur (BELLIDO et GUEVARA 1963) et,au di5but du moins, elle reste cantonnée 5 une frange côtière. Par la suite, l'évolution paléogéographique de cette ré- gion va se dérouler selon un schéma caractérisé par une zonation NW-SE (AUDE- BAUD et al. 1976).

Les directions andines sont nettement obliques aux directions éohercy- niennes.Par contre, la paléogéographie andine réutilise les directions tardihercyniennes dont les structures (bassins subsidents,province magmatique et fractures) sont subparallèles aux futures directions andines (LAUBACHER et MA- ROCCO 1975).

Le point sur les connaissances géologiques du sud du Pérou a été fait dans des articles rgcents (AUDEBAUD et al. 1973 et 1976).DeS travaux importants par ordre d'ancienneté sont dûs à DOUGLAS (1920),CABRERA LA ROSAet PETERSEN (1936) et, surtout,; NEWELL (1949) 5 qui nous devons l'essentiel des travaux anciens sur le Crétacé de l'kltiplano péruvien. Récemment, les pétroliers (Petroperu) et PORTUGAL ( 1974) ont réalisé des levers cartographiques inédits au nord et au sud du lac Titicaca. Mais c'est surtout E.AUDEBA'UD qui depuis plusieurs années, s'est attaché à l'étude stratigraphique et tectonique des séries andines du SE du Pérou. Ses travaux (voir bibliographie) ont fait 2van- Cer de façon considérablement la connaissance de la ggologie de l'bltiplano sud-péruvien. Les contributions apportées dans le nord de la Bolivie par IPOF- FSTETTER et al.(197L)et MARTINEZ et a1.(1973) sur les séries tertiaires mus ont également été précieuses. A* t 114

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Chapitre

LE MATERIEL ANDIN

Au Pérou, l'évolution sédimentaire et paléogéographique andine s'é- tend sur une période longue de 215 MA,depuis le Trias moyen au Quaternaire. Cette évolution se déroule en quatre grandes périodes distensives, séparées par trois phases de plissement majeures:au Crétacé terminal, à Z'Eocène supérieur et au Miocène supérieur (AUDEBAUD et al. 1973).

Dane le sud-est du Pérou, la phase Ilfini-crétacée" n'existe pas, et l'évslution andine se caractérise seulement par trois périodes distensives donnant lieu à trois grands enkembles sédïmentaires,séparés par deux discordances majeures (AUDEBAUD et al, 1976) (Fig. 48):

- la première période va du Trias moyen 5 1'Eocène supérieur mais ne correspond qu'à des dépôts crétacés et éocènes, en raison de l'émersion du sud-est du Pé- rou au cours du Trias et du Jurassique. Cette période se termine par un intense plissement à Z'Eocène supérieur.. - Pa deuxîsme période va de 1'01igoch3 inférisur au Miocsene supérieur et correspond à dea dépzts continentaux rouges, détritiques, volcanodétrîtiques et volt- niques qui sont d5fomGs par des phases intramiíqcsnes et, surtout, par la phase 'lfinî-mioeène" (%)

- la troisième période comprend le Pliocène et le Quaternaire et correspond à des dépôts post-tectoniques, détritiques et volcaniques peu ou pas déformés.

Cette évolution (voir Carte Tectonique du Pérou,DALMAYRAC et al. 1977) vaut pour 1'Altiplano et pour la Cordillère 0rientale.Par contre, sur la Côte et sur la bordure ouest de la Cordillère Occidentale, les séries andines sont affectées par une 'ou plusieurs phases tectoniques suplémentaires (phase sdnonien- ne et phase intramioche). Tandis que-tout à fait à l'est,dans la région subandine, on ne distingue que deux ensembles séparés par la phase mio-pliocène (Fig. 48),

(k) Miocène long de l'échelle Van EYSINGA (F.W.B.) 1972.- Geological time-table. 2' Ed. Elsevier, Amsterdam. 116:

1.1 - LA SEDIMENTATION DEPUIS LE TRIAS JUSQU'A L'EOCì2NE

1.1.1 - L'J&fERSION DU TRIAS AU JURASSIQUE (Fig. 49)

Au nord-est d'une ligne Puno-Cuzco, le Trias et le Jurassique sont absents et les séries crétacées de 1'Altiplano reposent,en pseudoconcordance, sur les molasses volcanodétritiques du Groupe Mitu. Les affleurements de Ju- rassique marin,du Groupe Lagunillas,sont toujours situés à l'ouest et au sud- ouest de la ligne Puno-Cuzco. I1 y a donc eu une émersion qui a duré plus de 90 MA, période pendant laquelle L'Altipiano et la Cordillère Orientale n'é- taient pas individualisés, et formaient une grande plate-forme stable, solidai- rf! du Bouclier brésilien. On peut penser que cette plate-forme constituait une région d'altitude faible, sans reliefs, c'est-à-dire en équilibre morphologique quasi-parfait. 11 ne sera perturbé que par les épirogenèses du Batho- nien et du Jurassique supérieur dont les effets sont d'ailleurs très difficiles à mettre en évidence au niveau de l'Altipiano*

Vers l'ouest, cette plate-forme était bordée par le bassin marin épi- continental occidental car la mer, qui au Trias supérieur n'occupait qu'une frange côtière, a atteint,,dès le Lias,le rebord sud-ouest du lac Titicaca (AU- DEBAUD et al. 1976). A l'ouest de Puno, près de Mazazo, PORTUGAL (1974) signale 600 m de calcaires sinémuriens, surmontés de 450 m de lutites noires et de quartzites. C'est le Groupe Lagunillas qui, à Lagunillas, a plus de 1200 m d'épaisseur (NEWELL, 1949). Dans le bassin occidental, deux épirogenèses per- turbent la sédimentation: au Bathonien puis au Jurassique supérieur (BENAVI- DES 1962 , VARGAS 1970). Cette dernière, en particulier,pourra?t être responsable de la sédimentation terrigène du Malm (Groupe Yura) dans le bassin marin occidental. Le passage entre la plate-forme continentale et le bassin marin est très.brusque. De Lagunillas et Vilque,oÙ le Groupe Lagunillas a plus de 1000 m d'épaisseur, on passe, 40 km plus 2 l'est, à Juliaca à une lacune -7 ' complète du Jurassique.Ce passage três rapide suggêre un controle structural important par failles normales, à la limite des deux zones et peut-être une érosion notable lors de l'épirogenèse du Malm. Par contreycome nous le verrons plus loin (p.143) ,la phase de plissement névadienne(Juassique su- P6rieur) postulée par NEWELL(1949) et par PORTUGAL (1974) à Lagunillas ne semble pas exister.

1,1.2 - LE CRBTACE ET L%OCBNE

~ - _-I 1- INTRODUCTION. Pendant le Crgtacé, le sud du Pérou est caractérisé par un dispo- sitif paléogéographique correspondant à des zones allongées NW-SE ayant chacune une évolution particulière, De L'Océan Pacifique au sud-ouest) jusqu'au Bouclier brésilien au nord-est,on peut ainsi distinguer (Fig. 50) : 117

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(Fig- 49)- Schéma paléogdographique du sud du Pérou au Trias supérieur et au Jurassique. 1. plate-forme émergée au Trias et au Jurassique; 2. séries détritiques nérétiques; 3. séries volcaniques 5. intercalations marines; a. limite d'extension vers le NE du Trias supérieur; b. limite d'affleurement vers le NE du 3urassique; Les flèches et les traits à barbelures indiquent .respectivement des directions d'apports et des failles normales supposées. 118

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100km -- I- - -y-*;--i Bassin NE sw bassin marin Seuil :Bassin de l'Altiplaiiol subandin épicontinental- de I Santa Luciai I

substratum pré-crétacé fi; II II II II IlII II II IlII I Fig. 50 - Schéma paléogéographique du sud du Pérou au Crétacé (d'après AUDEBAUD et al. 1976, modif ié) . Le seuil de Santa Lucia contrôle le passage des faciès marins du bassin occidental aux faciès mixtes (continentaux et marins) de 1'Altiplano. L'axe positif de la Cordillère Orientale séparele bassin de 1'Altiplano du bassin subandin continental et mixte. Le seuil de Moho-Huancané - San Anton contrôle le passage d'un faciès occidental de l'bltiplano (I) B un I, faciès oriental (2). 119

- une zone côtière qui,après avoir été le siège d'un intense volcanisme au Trias et au Jurassique, semble avoir été occupée,peut-être jusqu'au Créta- cé inférieur,par la mer épicontinentale; - un bassin marin, épicontinental, occidental. N - 1e"bourrelet de Santa Lucia, qui correspond 2 une dorsale positive B partir du Crétacé inférieur, périodiquement ëmergée. - le bassin de 1'Altiplano correspondant B une dépression subsidente B ambiance continentale et marine; - la Cordillère Orientale qui, 2 partir du Crétacé inférieur ou moyen, forme- ra une zone positive , émergée sauf peut-être au Crétacé terminal. - la zone subandine dont l'individualisation sous forme de bassin subsident commence au Crétacé inférieur à ÇupErleur.. - Le Bouclier brésilien au nord-est,qui restera une zone stable durant toute l'évolution andine.

La mise en place de ce schéma correspond vraisemblablement 2 une période de %ifting"au long de la bordure ouest du Bouclier brésilien; cette tectonique en distension réutilise des accidents anciens, en particulier les accidents tardi-hercyniens.

Le cadre général .étant en place, nous présenterons donc successi- vement,l'évolution crétacée et éocène du bassin de l'Altipiano, de la Cordil- lère Orientale et du bassin subandin entre 13'30 et 17's.

2- LES SERIES CRETACEES ET EOCENES DE L'ALTI.PLAN0. Elles sont constituées par des couches rouges continentales,con- ' tenant trois niveaux marins intercalés à la base du Crétacé, dans le Créta- cé moyen et dans le Crétacé terminal. D'une façon générale, l'absence de fossiles , les convergences de faciès, et les effets parfois complexes des dé- formations andines, ont rendu particulièrement ardue leur étude au point de vue tectonique et stratigraphique.

Une première succession stratigraphique des séries de l'hltiplano a été proposée par NEWELL (1949). Cette succession, bien que discutée un moment par HEIM (1949),fut considérée comme la série classique de 1'Altipla- no du Pérou et du nord de la Bolivie. Elle a été remise en question par les travaux de AUDEBAUD et al. (1 976).

2. I- La succession stratigraphique du Crétacé de 1 'Altiplano selon NEWELL (1949). Le 'Crétacé supérieur.

. Fomation Mu%" : grès rouges 800 m . Formation ViZquechico : shales siliceux gris verts et bancs de grès quartzitiques blancs. 680 m I26

. Groupe Cotacucho : grès rouges comprenant du gypse,à la base et au sommet, des grès massifs roses,vers le milieu, et un banc massif de dolomie rose dans la moitié supérieu- re 1096 m

Le Crétacé moyen. , Groupe Moho : la partie supérieure est lithologiquement similaire à la formation Vilquechico, tandis que la partie inférieure est formée de couches rouges contenant vers la base un banc de calcairep épais de 20 à 30 m (calcaire Ayavacas) + 800 m

Le Crétacé inférieur. . Formation Huancane : grès roses à marrons avec stratifications entrecroisées. 500 m

Le Jurassique supérieur (?> . Formation Muni : shales rouge sombre avec intercalations de petits lits de calcaires. 135 m . Formation Sipin : calcaires gréseux en plaquettes avec intercalations de lits gréseux. 20 m

Soit un total de 4025 m au maximum.

Dans toutes ces séries, seul le niveau de calcaire Ayavacas avait pu être daté du Cénomanien par une faune marine.

2.2 - La nouvelle succession stratfgraphique proposée par AUDEBAUD ilU- DEBAUD et al. 1976) pour le Crétacé de 1 'Al tiplano. Des découvertes paléontologiques ont permis de préciser l'âge de certaines formations. La Formation Vilquechico et la Formation MuCani ont été respectivement datées du Crétacé terminal (GRAMBAST et al. 1967) et de l'Eocène (AUDEBAUD et al. 1976) par des Charophytes. Des spores et des plantes ont permis de dater la Formation Huancane du Wealdien Zi Huambutillo (SE de Cuzco, DOUBINGER et MAROCCO 1976). ' Ces nouvelles données ainsi que des Etudes stratigraphiques et cartographiques détaillées des séries de L'Altipiano, sont à la base d'une nouvelle succession stratigraphique proposée par AUDEBAUD.

Très différente de celle de NEWELL, elle repose sur l'existence d'importantes variations de faciès entre un Altiplano occidenta1,si- tué au sud-ouest de l'accident Moho-Huancane-San Anton, et un Alti- plano orienta1,situé au nord-est de cet accident (Fig. 51 et 52). 121

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Fig. 52 - Colonnes stratigra hiques des séries crétacées et gocènes de l'Alti- plano, de ,la Cordiflère Orientale et de la zone subandine (mesures faites en partie par NEWELL 1949). 1 : hacienda Huertas; 2 : massif de Pirin; 3 : Moho (zone imbriquée); 4 : Putina (faciès cotacucho développé); 5 : hacienda Lurdes (faciès cotacucho réduit); 6 : zone subandine en aval de Carcelpucco. a : séries rouges; F : fossiles; d.: Dévonien; p2-j : Permo-Jurassique; j-c : séries représentatives du passage Jurassique-Crétacé (Fm Sipin et Fm Muni); cll : Néocomien (Fm Huancane) ; c2 1 - : Albo-Turonien; c2 1 - 1 : Néocomien 2 Turonien; c22 : Campano-Maestrichtien; ml : EocBne (Fm Musani). 123 a)- Le faciès lithologique du Crétacé de 1'Altiplano occidental. Dans cette région les formations Sipin, Muni, Huancane restent définies telles qu'elles l'avaient été par NEWELL. Par contre, dans le Groupe Moho qui était attribué à l'Albo-Turonien (NEWELL 19491, il faut distinguer maintenant :

. une sdquence infdri@ure comprenant les unités a, b et c de NEWELL, comportant des shales gypseuses,rouge-violacé, avec une intercalation de calcaires (calcaire Ayavacas). On peut lui attribuer un âge Albien b Santonien inférieur. Son équivalent sur 1'Altiplano oriental est le Groupe Cotacucho.

. une se'quence supgrieure, comprenant les unités d à j de NEWELL consti- tuées par des shales et grès, gris-olive, intercalés de quelques minces (25 cm) lits carbonatés. Ces couches ont é.té datées du Crétacé terminal (Campanien-Maestrichtien - GRAMBAST et al. 1967) et des arguments cartographiques permettent d'en faire l'équivalent de la Formation Vilque- chico (AUDEBAUD et al. 1976). Cette ressemblance entre la partie supé- rieure du Groupe Moho et la Formation Vilquechico déjà remarquée par NEWELL avait été mise sur le compte d'une convergence de faciès. b)- Le faciès lithologique du Crétacé de l'hltiplano oriental. I1 affleure au nord-est de la ligne Moho-Huancane-San Anton. Le Groupe Cotacucho ne correspond pas, comme le pensait NEWELL, à une sé- rie de grès intercalés entre le Groupe Moho et la Formation Vilquechico, mais plutôt à un équivalent oriental; gréseux, d'un ensemble incluant tout le Crétacé inférieur, plus les unités a, b et c du Groupe Moho de NEWELL. Le calcaire Ayavacas de 1'Altiplano occidental trouve ainsi son équivalent oriental dans la dolomie "Huatasane".

Le faciès Cotachuco correspond donc à un Crétacé plus détritique, Sans doute alimenté depuis la Cordillère Orientale. Assez curieusement, la limite entre le faciès occidental et le faciès oriental est actuellement caractérisée par un grand accident chevauchant,à faible pendage nord- est,de direction NNW-SSE : l'accident Moho-Huancane-San Anton. Ce chevauchement amène les séries orientales de 1'Altiplano à surmonter les sé- ries occidentales et aboutit ainsi,accidentellemenf,à la succession stratigraphique proposée par NEWELL (1949). C'est dans cette région même qu'il l'a définie, sans remarquer qu'il s'agissait d'une répétition de la série crétacée.

Cet accident a contrôlé les variations latérales du faciès occidental et oriental, ce qui suggère qu'il a joué en faille normale durant le Crétacé. I1 s'agit du rajeunissement d'une structure ancienne,probabl.e- ment tardihercynienne.

REMARQUE.- Des observations personnelles faites lors de levers cartographiques le long du rebord oriental du synclinorium.dePutina, vont dans le sens de l'interprétation de AUDEBAUD. Entre la quebrada Ca%cota,au nord-est de San Anton,et la localité de Iluñani, on observe comment les séries crétacées, à faciès occidenta1,passent latéralement aux séries crétacées 2 faciès "Cota- cucho". 3- LES SERIES CRETACEES ET EOCENES DU VERSANT SUD-OUEST DE,LA CORDILLERE ORIENTALE. (Fig. 53)

Vers le nord-est, 1'Altiplano est actuellement limité par le rebord oriental du synclinorium de Putina. Cependant, au Crétacé, le "bassin de L'Altipiano'' s'étendait jusque vers la zone faîtière de la Cordil- lère Orientale, comme en témoignent quelques affleurements isolés de Cré- tacé localement conservés, Ces affleurements, en général réduits et coh- cés entre des failles, reposent toujours en discordance angulaire sur les séries du Permo-Carbonifère par l'intermédiaire du Groupe Mitu. Sauf dans le sud au niveau du synclinal d'Alvarisani,oÙ il dépasse encore 1000 m, ce Crétacé est moins épais que dans le synclinorium de Putina. Le faciès est de type"Cotacucho"r6duit (300 à 400 m) et le Crétacé terminal (Formation Vilquechico) n'a été conservé que dans la zone jouxtant le synclinorium de Putina.

3.1- Le Crétacé inférieur et moyen. Comme nous l'avons déjà dit plus haut, c'est un Crétacé à fa- ciès "Cotacucho''qui repose en pseudoconcordance sur les séries volcano-détritiques du Groupe Mitu. La base de la série est souvent carac- térisée par du gypse intercalé de lutites rouges et de petits bancs lenticulaires de dolomie. Localement,on trouve aussi des microconglo- mérats rouges.

La série basale. En un seul endroit, dans la quebrada de Cañicota (14"29'S et 70°15'W), nous avons trouvé à la base du CrCitacé un beau congla- mérat épais de près de 200 m constitué de gros galets bien rou- lés de quartzites blanches : c'est un vrai poudingue, à matrice gréseuse rouge, qui correspond vraisemblablement à une série alluviale d'extension limitée.

Par contre, la présence d'évaporites 2 la base des séries crétacées de 1'Altipl ano constitue un fait assez général (NEWELL 1949, AUDEBAUD et al. 1976). Elles sont souvent intercalées dans des lutites rougeatres et ne se remarquent, en surface, que par la présence d'entonnoirs de dissolution. On les retrouve éga- lement sous forme d'importantes accumulations (30 5 50 m d'épais- seur sur plusieurs km2) au nord de la hacienda Cambria au fond de petits fossés, co'incées entre des failles. Les évaporites et les lutites rouges contiennent localement des petites intercalations lenticulaires de dolomie dépassant rarement 2 à 3 m d'é- paisseur. Sur les feuilles au 1/100.000ème de Mufioa et de Macusa- ni,les dolomies atteignent 4 2 5 m et forment une couche continue sur de grandes distances.

Ces séries de la base du Crétacé, un peu irrégulières, pourraient représenter un équivalent oriental des formations Sipin et Muni de l'bltiplano occidental.

\ 125

Fig. 53- Les affleurements de Crétacé sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale.

A et B, localisation des fig. 55 et 67. 126

NNW

Fig. 54 - Crétacé réduit de l'hltiplano occidental: coupe de la Hda Huertas. d2: Dévonien moyen; j2-p2: Permo-Jurassique; c-j : calcaires de la Fm Sipin (Jurassique terminal à Crétacé basal) ; cl : Néocomien (Fm Huancané) ; c21 : Albo-Turonien (Fm. Moho) ; pv: volcanites pliocènes.

N Quebrada Taypit i ra S

Fig. 55 - Crétacé réduit sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale (coupe de la quebrada Taypitira, au nord d'Ajoyani). h : Mississipien; tl-p2: Pemo-Trias (Gr. Mitu) volcanites et con- glomérats; C21rl : Neocomien à Turonien (Gr. Cotacucho), grès rouges et dolomie Huatasane; 6 : intrusif dioritique.$ Localisation sur la Fig. 53 127'

b)- Les grès 5 faciès"Cotacucho". 'La série basale est surmontée de grès rouges épais de 150 2 300 m contenant vers le milieu un niveau dolomitique, épais d'une dizaine de mètres, probable équivalent de la) dolomie "Huatasane".

3.2- Le Crétacé terminal. Le Crétacé terminal (Formation Vilquechico), constitué de shales et de grès gris-verdâtre , affleure dans le synclinal d'Alvarisani oÙ il atteint 300 2 400 m, et 2 l'ouest de la hacienda Toma OÙ il ne dépasse guère 50 m. Ailleurs il a été érodé. Quant à 1'Eocène (Formation Mutiani), il n'affleure plus dans La Cordillère Orientale.

4- LES SERIES CRETACEES ET EOCENES DU BASSIN SUBANDIN.

La réduction progressive des séries, vers le nord-est,montre que la Cordillère Orientale constituait une zone positive, sans doute émergée durant 1a.majeure partie du Crétacé et de L'Eocène. Le Crétacé n'affleure ni . dans la zone faîtière, ni sur le versant amazonien. I1 réapparaît de nouveau B l'affleurement en zone subandine, dans les coupes que nous offrent les rios Inambari et Candamo. Vers la frontière bolivienne, sur le rio Tambopata, le Crétacé n'apparaît pas à L'affleurement.

4. I- Dans la coupe du rio Inambari, en aval de Carcelpuncco (Fig. 72A) , le Cr6tacé affleurant a plus de 1000 m,d!épaisseur (DAVILA et PONCE DE LEON 1971). Dans cette région,la tectonique andine s'est manifestée par le plissement fini-miocène (AUDEBALJD et al. 1976). On distingue un ensemble d'âge crétacé à pliocène inférieur, surmonté en discordance par un ensemble pliocène supérieur et quaternaire non plissé. Les séries plissées méso-cénozorques ont été différenciées en quatre formations lithostratigraphiques concordantes; on distingue :

a)- Une série pré-campanienne. Cette série basale, épaisse de plus de 800 m,est constituée par des grès et des lutites azo'iques,de couleur rouge-violacé , dépo- sées en ambiance continentale. Selon DAVILA et PONCE DE LEON (1971) ce serait un équivalent de 1-a Formation Agua Caliente définie dans l'oriente péruvien.11 semble qu'elle puisse aussi se correler avec la partie supérieure de la Formation Cotacucho de l'Alti- plano, et avec la Formation Beu du nord de la Bolivie.

b)- Le Crétacé terminal. La série précédente est surmontée par des grès, des lutites noires et violacées,intercalées de minces niveaux de dolomies. L'é- paisqeur totale atteint près de 300 m.

Cette série, datée du Crétacé terminal par des 'fossiles (DAVILA et PONCE DE LEON 1971), présente des affinités lithologiques et €au- nistiques avec les Fm. Flora et El Molino de Bolivîe,et "la Fm. Vilquechico du sud du Pérou (AUDEBAUD et al. 1976). I1 semble qu'il y ait eu communication momentanée entre 1'Altiplano et la zone subandine par dessus la Cordillère Orientale. 128.

?) c)- -Les grès rouges supérieurs (Eocène Le Crétacé terminal est surmonté en concordance par une série peu épaisse de grès rouges (70 m) contenant des galets de quartzites qui suggèrent des apports depuis la Cordillère 0rientale.On peut en pre- mière approximation, tenter une corrélation avec la Formation Muñani de 1'Altiplano qui est d'âge Boche.

d)- L'Oligo-Miocène.(Formation Huayabamba des pétroliers)

Audessus vient, en concordance angulaire, une série de couches rouges qui marque un changement important dans la 1ithologie.C'est un matériel plus grossier,mal classé, conglomératique,assez semblable du point de vue lithologique au Groupe Puno du rebord SW de la Cordillère Orientale. Vers le nord-est, ces couches rouges, encore très mal étudiées, sont recouvertes en discordance par les dépôts plio-quaternaires.

4.2- La coupe du rio La Pampa, (Fig.72B) située au nord de la localité Campa- mento Cuatro, permet de voir le Paléozoïque inférieur chevauchant, par plusieurs failles inverses à fort pendage sud-ouest, les couches rouges du- Crétacé. Notre coupe n'a pas atteint le rio Candamo et n'a permis de voir qu'une partie des séries mésozoïques. Nous n'avons retrouvé ici que la sé- rie basale du Crétacé, formée de grès rouges lie de vin, et dont les cou- 5 ches/ f Ort pendage sud-ouest, sont subconcordantes avec le Paléozoïque in- férieur. Leur épaisseur dépasse visiblement 1000 m.

4.3- La coupe du rio Tambopata (Fig.72C) recoupe le contact Cordillère Orien- tale-zone subandine au niveau de la frontière avec la Bolivie. Le Crétacé n'affleure pas et le Paléozoïque inférieur chevauche directement les sé- ries rouges de la Formation Huayabamba (Oligo-Miocène ?), dont 1 ' épais- seur dépasse largement 2000 m.

5- PALEOGEOGMPHIE DU CRETACE ET DE L'EOCENE.

Les séries crétacées et éocènes de 1'Altiplano se sont déposées dans un bassin continental OC la mer a fait,cependant,quelques brèves incursions.

5. i- Les condi fions de dépôts. Les séries purement continentales, telles que la Formation Huanca- ne et la Formation Cotacucho, sont constituées par des grès rouges bien classés,présentant souvent des stratifications entrecroisées. Ceci sug- gère un dépôt en milieu aqueux ou subaqueux après un transport assez long. Cependant, dans le Néocomien (Formation Huancane), NEWELL ( 1949) signale des niveaux éoliens. L'essentiel des apports détritiques semble provenir de la Cordillère Orientale, soumise à une forte altération ru- béf iante.

Les séries marines résultent de trois brèves incursions marines avec une faible profondeur d'eau. Une communication éDisodiaue avec la mer occidentale et une intense évaporation ont favorisé le dépôt d'éva- porites. 129

ALBO -TURON1 EN t CAMPANO-MAESTRlqHTIERI f f 4 t .. . ./-. i I!:. f t

. . .,.

. ~ig.56 -La sédimentation et la paléogéographie crétacées dans le SE du Pérou 130

5.2- Evolution paléogéographique. (Fig. 56) L'histoire de 1'Altiplano commence au Jurassique terminal ou au Crétacé précoce. La mer, venue du bassin marin occidental recouvre lors d'une brève incursion, 1'Altiplano d'une mince couche d'eau atteignant le rebord sud-ouest de 1a'CordillèreOrientale. Elle y dé- pose des carbonates, des évaporites et des lutites (Formation Sipin et Formation Muni).

Au Néocomien (Formation Huancane) s'individualise sur l'Alti- plano un bassin subsident à sédimentation continentale. Ce bassin est séparé du bassin marin occidental (Formation Jura supérieur) par un bourrelet émergé entre Santa Lucia et Taya-Taya (AUDEBAUD et ,al. 1976). Le faciës conglomératique de laFm. Huancane (Fig. 54), entre Taya-Taya et Juliaca, souligne le rôle de zone d'apports de ce bourrelet. La Cordillère Orientale alimente le bassin de l'est et sépa- re le bassin de 1'Altiplano du bassin subandin en voie de formation.

A l'Albo-Cénomanien, la mer transgresse une nouvelle fois vers le nord-est en recouvrant entièrement le bourrelet de Santa Lucia et 1'Altiplano. Sur l'hltiplano occidental, les dépôts marins sont re- présentés par les calcaires Ayavacas (CABRERA LA ROSA et PETERSEN 1936, NEWELL 1949), par des évaporites et des lutites rouges. A cette époque, 1'Altiplano oriental constitue un bassin plus subsident que l'bltiplano occidental et abondamment alimenté par les appqrts détritiques rouges de la Cordillère Orientale (faciès"Cotacuch0). La ''dolomie Huatasane", équivalent oriental d'Ayavacas, est le seul indice de la transgression marine.

Au niveau de la zone subandine, qui est séparée de 1'AltipI.a- no par la Cordillère Orientale émergée, s'est constitué, peut-être dès le Néocomien, un bassin subsident oìì se déposent des grès.rouges continentaux.

Au Crétacé terminal (Campanien-Maestrichtien-Danien), la CÔ- te et la Cordillère Occidentale émergent à la suite du plissement intra-sénonien qui affecte la région côtière (AUDEBAUD et al. 1976). A l'est de Juliaca, la mer ou du moins un bassin saumâtre, recou- vrait tout 1'Altiplano (Formation Vilquechico) depuis Sicuani au nord-ouest jusqu'en Bolivie au sud (Formation EI Molino, DAVILA et CHERRONI 1968). Les dépôts sont constitués par des grès et des shales gris verdâtre, contenant quelques minces intercalations carbo- natées. Des dépÔts,de même âge et nature,sont connus dans la zone subandine du sud du Pérou et au nord de la Bolivie (Formation Flora, DAVILA et P. DE LEON 1971),ce qui suggère une communication entre l'Altipiano et la zone subandine par dessus la Cordillère Orientale.

A l'Eocène, l'ensemble des Andes revient 5 un régime entière- ment continental. 131

1.2 - LES DEPOTS CONTINENTAUX VOLCANIQUES ET VOLCANO-DETRITIQUES DE L'OLIGO-MIOC~NE

Les séries crétacées et éocènes de 1'Altiplano et du rebord sud- ouest de la Cordillère Orientale ont été déformées entre 1'Eocène moyen et l'Oli- gocène inférieur par une phase de compression dite "f ini-éocène" (AUDEBAUD et al. 1973). Cette tectonique est fossilisée par des' dépôts continentaux détriti- ques rouges (Formation Puno) dont la base est datée de l'Oligocène par des Cha- rophytes à l'est de Juliaca (CHANOVE et al. 1969) et de l'Oligocène inférieur par des mammifères dans le nord de la Bolivie (HOFFSTETTER et al. 1971).

Sur l'Altipiano, les dépôts oligo-miocènes ne sont bien représentés que dans la région la plus occidentale, c'est-à-dire à l'ouest d'une ligne passant par Cuzco et le lac Titicaca. A l'est de cette lignepne subsistent que quelques affleurements, d'épaisseur et d'extension réduites.

Sur Z'Altiplano occidental oÙ l'0ligo-Miocène est bien représenté on distingue (Fig. 57) !

- un ensemble inférieur, appelé Groupe Puno (NEWELL 1949), souvent très épais et constitué de dépôts détritiques et volcanodétritiques, de couleur rouge-brique 5 rouge-violacé. I1 a été daté de l'Oligocène, à l'est de Juliaca par des Cha- rophytes trouvés à la base de la série (CHANOVE et al. 1969).

- un ensemble i ntermédi ai re, appelé Groupe Tacaza (NEWELL 1949) , constitué par une épaisse série volcanique, rouge-violacé . Dans la Cordillère Occidentale, le volcanisme Tacaza a été daté du Miocène inférieur (LEFEVRE et BELON 1976).

- un ensemble supéri eur , la Formation Tinaj ani (AUDEBAUD et VATIN-PERIGNON 1974) constitué par une épaisse série conglomératique rouge,attribuée en première approximation au Miocène supérieur.

Cette façon'de subdiviser l'Oligo-Miocène est en réalité assez arbitraire, car,selon les régions, le faciès volcanique Tacaza peut envahir une partie plus ou moins grande de cet ensemble. Sur ma carte au 1/500.000ème ces trois ensembles n'ont pas-été différenciés.

1.2.1 - LE GROUPE PUNO (OLIGOC~NE)

Les dépôts du Groupe Puno sont constitués de conglomérats, de grès et de lutites rouges. Les conglomérats sont formés d'éléments de calcaires, de grès,de quartzites, d'intrusifs et de matériel volcanique,généralement andésitique.

Sur la bordure est de la Cordillère Occidentale, le Groupe Puno ainsi que les séries miocènes qui le surmontent, contiennent en abdndance des olistolithes de calcaires Ayavacas (Cénomanien). 132

En général, les dépôts du Groupe Puno sont toujours grossièrement classés et n'ont subi qu'un faible transport, come en témoignentla grossiè- reté des éléments conglomératiques et la présence de nombreux éléments de calcaires.

Ce matériel détritique rouge s'est accumulé en ambiance continentale dans des cuvettes allongées, de direction NW-SE,dont la forme est héri- tée des structures fini-éocènes.La principale des ces zones subsidentes qui s'allonge entre Cuzco et le lac Titicaca,est souligné par toute une suite de synclinaux,caractérisés par 3 à 7000 m de dépôts. I1 s'agit des synclinaux de Langui Layo,à l'ouest de Sicuani (NEWELL 1949, AUDEBAUD 1973), de Tinajani,à l'ouest d'hyaviri (AUDEBAUD et VATIN PERIGNON 1974), de Coata,à l'est de Juliaca, de Mazazo,à l'ouest de Puno,et enfin de Pomata,qui d'a- prOs NEWELL (1949),est constitué par une série de 7000 m d'épaisseur. Ce bassin était alimenté,de l'ouest en matériel volcanique et volcanodétriti- que,par une zone positive et par la chazne volcanique installée dès l'Oli- gocène au niveau du bourrelet de Santa Lucia. La Cordillère Orientale et probablement également de vastes zones du synclinorium de Putina, ont été des zones positives d'apports,où l'érosion s'est attaquée au matériel cré- tacé et paléozoïque.

Au nord-est et 2 l'est de l'actuelle dépression centrale de l'Alti- plano,le Groupe Puno affleure peu: il n'y est représenté que par quelques petits affleurements situés le long de la bordure sud-ouest de la Cordillère Ori- entale à Crucero, Potoni et Alyarasani (AUDEBAUD et LAUBACHER 1969) dont l'é- paisseur ne dépasse pas 300m (Fig. 70). Il s'agit vrais emblablement de bassins peu étendus dont les dépôts sont constitués de conglomérats et de grés rouges, peu riches en éléments volcaniques.

1.2.2 - CE VOLCANISME TACAZA (MIOC.ÈNE INFBRIEUR) Les séries volcano-sédimentaires et conglomératiques du Groupe Puno sont recouvertesagénéralement en concordance, par une épaisse série volcanique calco-alcaline composée de laves andésitiques et basaltiques, de tuf$ cinéritiques et d'ignimbri.tes,et dont la mise en place parait liée, tout comme le volcanisme plio-quaternaire (LEFEVRE, 1973);h la subduction le long de la bordure de La plaque sud-américaine (AUDEBAUD et al. 1973). Cette série volcanique a été décrite par NEWELL (1949) sous le nom de =- pe Tacaza : il est très épais (3000 m) au niveau de la Cordillère Occiden- taletsur la bordure ouest du bourrelet de Santa Lucia oÙ se trouvaient les lieux d'émissions les plus actifs.11 est intercalé, à plusieurs niveaux semble t-il, de dépôts lacustres verdâtres.

. Des datations radiométriques de ce volcanisme (K/Ar) par NOBLE et a1.(1974) et par BELON et LEFEVRE(1976)-,.mettent en éyidence une g-amme d'8- ges comprise entre 16 et 22 MA. Cependant, l'activité volcanique avait dé- buté bien plus tôt comme en témoigne l'existence de la série volcano-sédi- mentaire Pichu B la base du Tacaza (AUDEBAUD et al. 1976) et des volcanites datées 5 34 et 36 MA sur le versant ouest de la Cordillère Occidentale (LA- HARLE 1975). 133

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Il c I $0 I I I o I Sur ma carte au l/500.000èmeY le Groupe Tacaza,n'affleure que dans la zone située à l'ouest d'une ligne Ayaviri-Puno. Ne l'ayant pas étudié et ne disposant que de données cartographiques ponctuelles, je ne l'ai pas dif- férencié du Groupe Puno.

Le Groupe Tacaza affleure bien entre Lagunillas et Puno. A l'ouest de Puno, NEWELL (1949) le décrit en discordance sur le Groupe Puno alors qu'ailleurs ils sont toujours concordants. On le retrouve de nouveau entre Juliaca et Lagunillas et à l'ouest d'Ayaviri. Dans cette dernière zone, les séries oligo-miocènes forment le synclinal de Tinajani (AUDEBAUD et al. 1976) et le Groupe Tacaza,épais d'une centaine de mètres,est intercalé entre le Groupe Puno et la Formation Tinajanil.

Ajoutons encore qu'à Lagunillas,oÙ il surmonte les conglomérats 5 olistolithes de calcaires Ayavacas, il contient lui-même des olistoli+hes de même âge (voir discussion infra, p.143) .

Au niveau de la dépression centrale intraandine, le Groupe Tacaza n'apparaît plus que comme une intercalation réduite, correspondant à l'extension la plus orientale de ce volcanisme.En ef€et,aucun témoin de celui- çi n'a été trouvé au nord-est du lac Titicaca.Cependant, bien que n'étant datés, les nombreux stocks hypovolcaniques, 2 composition dioritique, qui perçent les structures crétacées entre Putina et Pucara, pourraient constituer des équivalents plutoniques orientaux du vo1canisme"Tacaza".

1.2.3 - LA FOKMATION TINAJANI (MIOCÈNE SUPBRIEUR)

Sur le rebord occidental de l'Altipiano,à l'ouest d'byaviri, les volcanites du Groupe Tacaza sont surmontées,en apparente concordance,par une épaisse série détritique rouge, appelée Formation Tinajani par AUDEBAUD et VATIN PERIGNON (1974).

Cette formation comprend un membre inférieur (Fm Tinajani infér,ieu- re) constitué de grès, calcaires silicifiés lacustres et de microconglomé- rats, et un membre supérieur (Fm Tinajani supérieure) constitué de conglo- mérats grossiers. Ces deux formations sont séparées par un épisode iknimbri- tique non daté.

Le Groupe Puno, le Groupe Tacaza et la Formation Tinajani sont concordants entre eux et déformés en un grand synclinal par une phase qui semble être la phase "fini-miocène"., L'âge de la Formation Tinajani serait donc miocène supérieur.

Dans la Cordillère Occidentale, la Formation Tinajani semble avoir son équivalent latéral dans la Formation Maure (MENDIVIL 1965, AUDEBAUD et al. 1976). Cette dernière correspond à des dépôts lacustres déposés dans plusieurs petits bassins. 135

Chapitre 2

LA TECTONIQUE ANDINE

INTRODUCTION

Sous le terme de tectonique andine nous regroupons l'ensemble des structures tectoniques,liées aux phases de compression, ayant affecté les dépôts méso-cénozoïques du bassin andin. Dans les Andes centrales, au niveau du Pérou, on admet généralement que la tectorogenèse andine a débuté au Crétacé supérieur par la phase dite "santonienne'l (AUDEBAUD et al. 1973, MEGARD 1973). Cependant, MYERS (1975) signale une phase de compression qui aurait affecté la Côte nord entre 8" et 10" de latitude sud, à la fin de 1'Albien. Après une longue pério- de de calme tectoniqueccaractérisée seulement par de la distension, ces premiè- res phases de compression marquent le passage à un régime alternativement en compression et en distension.

Un premier calendrier tectonique,établi par STEIN" (1929) , a depuis lors été précisé grgce à de nombreux travaux. L'importance et l'extension de chaque phase ont été redéfinies (AUDEBAUD et al. 1973 et 1976).Des discordances angulaires, importantes et de grande extension séparent les dépôts andins en quatre grands ensembles stratigraphiques et mettent en évidence trois phases majeures de plissement: ce sont les phases'lf ini-crétacé", "f ini-éocène" et "f ini-mio- cène". A part ces trois phases majeures,d'autres phases de compression sont encore connues mais seulement de faqon locale.

L'extension et l'intensité de chacune àes phases majeures varient considérablement. Elles p*affectent jamais le domaine andin en entier, mais des zones limitées plus ou moins larges, généralement parallèles B la direction de la chaîne andine (voir carte tectonique h-t). Les déformations affectent success5ve- ment des parties de plus en plus externes, mettant ainsi en évidence une zonation associée à une polarité tectonique.

Dans l'ensemble, et ceci est particulièrement vrai pour le sud du Pérou, les structures andines se sont formées dans un niveau structural moyen à supérieur. Le raccourcissement de la chake andine résulte, pour une part d'une tectonique souple, caractérisée par des plis à plans axiaux subvertieaux, plus ou moins ouverts, mais aussi pour une part importante,bien que difficilement chiffrable, d'une tectonique cassante représentée par des failles inverses et par de grands coulissages longitudinaux. Ce raccourcissement a été modéré dans l'ensemble et ne semble pas, au niveau du socle, avoir été supérieur 2 100 km, tant dans le centre (MEGARD 1973) que dans le sud du Pérou, malgré les variations de la largeur de la chahe andine. 136

2.1 - CHRONOLOGIE DES PHASES TECTONIQUES DANS LE SUD-OUEST DU PEROU

La chronologie des phases tectoniques actuellement en usage (AUDEBAUD et-al. 1973 e? 1976) repose sur quelques datations radiométriques et paléontologiques ayant permis de caler 1'8ge des déformations en de rares points localisés du Pérou et de la Bolivie. Ce calendrier, bien que beaucoup plus précis que celui établi par STEINMA" (1929) , ne correspond encore qu'8 une vision simplifiée de la tectonique andine. En particulier, les événements tectoniques du Miocène et du Pliocène demandent à être précisés.

Nous exposerons plus loin ( p. 143) les raisons pour lesquelles nous refutons l'existence d'une phase névadienne (NEWELL 1949). La première manifestation tectonique correspondrait alors 8 des mouvements post-cénomaniens et pré-campaniens (AUDEBAUD 1971), approximativement équivalents B la phase santonienne affectant la Côte (MEGARD 1973). Elle serait caractérisée par des ondulations,à grand rayon de courbure, qui ont favoriséidans le nord du synclinorium de Putinaldes décollements du Groupe Moho entrainant des dénudations (AUDEBAUD 197 1 ) .

Dans la région de 1'Altiplano et de la Cordillère Orientale du sud du Pérou, la tectonique andine est caractérisée par un grand nombre d'épi- sodes compressifs d'importance inégale, dont deux seulement sont soulignés par des discordances majeures : la phase "fini-éocène" et la phase "fïni-mio- cène" tal.

2.1.1 - LA PHASE FINI-BOCBNE La phase dite "fini-éocène" est la première phase de compression andine importante. Elle déforme les séries crétacées et Gocènes de l'Alti- plano et de la Cordillère Orientale,mais ne se manifeste pas par un plissement dans la zone subandine. Elle est datée, dans la région de l'Altipiano, par la discordance que l'on observe entre la FormatLon Muñani d'âge éoche inférieur (AUDEBAUD et al. 1976), et le Groupe Puno d'8ge oligocène (GRAM- BAST, in CHANOVE et al. 1969). Les dernières couches déformses sont éocène supérieur dans le centre du Pérou (MEGARD 1973) et gocène moyen å supérieur en Bolivie (BRANISA et al. 1969). En Bolivie, les premières couches discordantes étant oligocène inférieur (HOFFSTETTER et al. 1971) un ^age "fini- éocène" 8 bligocène basal du plissement parazt plausible (AUDEBAT?TJ et al. 1976).

2.1.2 - LA PHASE FINI-MIOC~NEET LES MOUVEMENTS INTRA-MIOCÈNES . La phase finj-miocène. Les séries plio-quaternaires de 1'Altiplano et de la Cordillk- re Orientale fossilisent une tectonique (souple et cassante) affectant des séries oligo-miocènes. La phase la plus marquée et la

(X) Cette phase fut appelée intra-pliocène (AUDEBAUD et al. 1973 et 1976) en utilisant le Pliocène long. 137

mieux connue correspond au plissement fini-miocène dont l'âge, compris entre 7 et 6 MA, a été précisé sur 1'Altiplano bolivien par HOFFSTETTER er al. (1971). Dans le sud-est du Pérou, l'âge de cette tectonique est moins précis : elle est postérieure au volcanisme Tacaza (21 2 15 MA) et anté- rieure au volcanisme pliocsne de Vilque (5,7 MA, BELON et LEFEVRE 1976). Cette tectonique affecte un vaste domaine comprenant la Cordïl- lère Occidentale, l'Altipiano, la Cordillère Orientale ainsi que la zone subandine qui n'avait pas été déformée jusqu'alors.

, Les mouvements I ntra-md ocènes e Dans le centre du Pérou, dans les séries volcaniques datées au K/Ar par NOBLE et al. (1972 et 1974), SOULAS (1975) a mis en êvidence, par des méthodes microtectoniques, une phase miocène inférieur (23 2 14 MA), une phase miocène moyen (14 3 10 MA) et une phase miocène supérieur pro- che de 6,5 MA. Elles se manifestent essentiellement par une tectonique cassante bien que, localement, certaines déformations souples leur soient Ega- lement at t r ibuah les a

Il semble que, dans le sud-est du Pérou, se manifestent au.moins certaines de ces phases mîocènes, connues dans le Pérou centrale

A l'ouest de Sicuaní (200 km au NW du lac Titicaca), le Groupe Puno est recouvert en discordance angulaire par les voícanites de la For- mation Taeaza (Miocène Lnférieur). Ces voleanites sont elles-mêmes affec- tées par deux phases de compression* Dans le nord du synelinorium de Puri- na, au nord de Sicuani (Cerro Labramani) , du "Puno" so1. est affecté par au moins deux phases de compression dont une souplelassociée 2 une schisto- sité de fracture (AUDEBAUD et LAUBACHER 1969, AUDEBAUD 1970).

AU nord d'Ayaviri, une discordance a égaïement été relevée entre la Formation Tacaza et la Formation Descanso (Miocène supérieur ?) par AU- DEBAUD et al. (I 976).

Plus au sud, la présence de cette tectonique est plus hypothétí- que. Les olïstolithes de Lagunillas (voir infra, 2211.3) et la discordance angulaire,signalde par NEWELL (1949) d l'ouest de Funoppourraient représen- ter des indices de mouvements intra-miocènes.

Dans la Cordillère Orientale, au nord du lac Titicaca, on peut , facilement mettre en évidence des tectoniques postérieures à la phase "fini- éocène et antérieure aux ignimbrites à 4,2 MA (BARNES et al. 1969), mais en l'absence d'une couver,ture cénozoïque complète et bien datée, if est malaisé de faire la part de chacune d'entre elles.

2.1.3 - LES MOUVEMENTS INTRA-PLIOCÈNES

Une phase intra-pliocène (comprise entre 5,4 et 2,5 MA) a été reconnue sur 1'Altiplano bolivien (MARTINEZ et al. 1973). Dans la Cordillère Orientale du sud du Pérou, les ignimbrites pliocènes, datEes à 4,2 MA, sont affectées de basculements, et tendent à former des synclinaux. Il peut s'agir d'une manifestation de ees mouvements intra-pliocènes, 138

2.2 - LA TECTONIQUE ANDINE DANS LES DIFFERENTES ZONES STRUCIVRALES

La zone subandine, la Cordillère Orientale et 1'Altiplano correspondent à des zone morphostructurales, caractérisées chacune par un style de déformation propre. Dans ce contexte, la zone subandine, mal connue, forme une unité à part, car elle ne semble avoir été déformée que tardivement par la phase "fïni-miocène". L'Altiplano et la Cordillère Orientale, par contre, ont été fortement affectés par des tectoniques "fini-éocène", "intra-miocène" (?) et "fini-miocène" (AUDEBAUD et al. 1976). Les structures sont souvent très complexes et les relations entre plissements, décrochements et tectonique gravita- tionnelle ne sont pas toujours aisées à définir. Au niveau de l'Altipiano, on est souvent amené à distinguer une tectonique de "socle" affectant le substra- -tum et une tektonique de couverture caractérisant la couverture décollée. La tectonique de couverture est caractéristique de la phase "fini-éocène" au niveau de 1'Altiplano occidental oÙ la présence de deux niveaux plastiques a favorisé des décollements. Ces niveaux se situent : - ----_à la base -'du ----__ CrétacE d'une part, oÙ la formation Muni, constituée de shales et d'évaporites, forme la "couche savon"; ------dans le Crétacé moyen (Groupe Moho) d'autre part, formé par d'épaisses lu- tîtes et des évaporites intercalées d'un mince niveau de calcaire (calcaire Ayavacas). Le calcaire Ayavacas a souvent un comportement tectonique très spectaculaire et forme de grandes accumulations chaotiques 2 l'ouest de Pi- rin et de Santa Rosa.

Dans l'bltiplano oriental, oÙ le Crétacé est caractérisé par une lithologie plus compétente, les décollements sont d'ampleur plus faible et se font surtout au niveau du Crétacé inférieur.

2.2.1 - LA TECTONIQUE ANDINE DANS L'ALTIPLANO (Fig. 58)

I - REG~ONDE L 'ALTIPLANO OCCIDENTAL.

I1 s'agit de la région comprise entre le lac Titicaca à l'est, Lagunillas à l'ouest, et la zone de Puno-Vilque-Mañazo au sud (Fig. 59) . Le substratum des séries andines est constitué par un épais Paléozoï- que inférieur, modérément plissé à l'Eohercynien, localement recouvert en discordance angulaire par un Paléozoïque supérieur réduit.

. Le Jurassique n'affleure qu'à Lagunillas, au sud de Vilquh et à Puno. I1 manque à l'est et au nord de ces localités. A l'ouest de Juliaca et au sud de Cabanilla, le Crétacé inférieur est transgressif,sans discordance angulaire,sur le Mississipien et le Groupe Mitu(?), 139

Fig, 58 - Situation des zones structurales décrites. 1. Altiplano occidental 2. Zone imbriquée de Moho-Huancane-Azangaro. 3. Zone 2 faciès "Cotacucho" de Munani-Putina. 4. Couverture crétacée déformée du versant SW de la Cordillère Orientale. 5. Zone subandine. A,B,C: Situation des coupes de la fig. 65. D,E,F situation des coupes de la fig. 72. i 40

rlm al JØal a l(d tga 141'

Le Crétacé inférieur et moyen, peu épais (400 à 800 m), est caractéri- sé par l'existence de minces niveaux compétenix (calcaires Sipin et Ayavacas, grès Huancane), intercalés dans des séries de shales gypsi- fères (Formation Munï et Formation Moho) qui donnent 2 l'ensemble un comportement plastique. Ce style tectonique des séries crétacées suggè- re d'ailleurs que les évaporites étaient très abondantes 2 l'époque oÙ se sont produites les déformations.

I, i- La tectonique "fini-éocène" o J'attribue B la tectonique "fini-éocène" l'essentiel du décol- lement des sêries crétacées et, en particulier, la mise en place des nappes de Pirin. Cependant, l'absence du Crétacé supérieur et de 1'Eo- cène dans ces mêmes nappes, laisse ouverte la possibilité d'une mise .- en place plus ancienne des nappes.

a)- Les nappes de Pirin. (Fig. 60 et 61) L'existence de nappes, très exceptionnelle dans les Andes centrales, a été mise en évidence,sur le bord nord-ouest du lac Titi- eaca,dans le Massif de Pirin (presqu'ffe de Capachica). Les structures tangentielles affleurent à l'intérieur d'un compartiment al- longé et limité ã l'ouest et à l'est par deux grands accidents subvertieaux de direction NNW-SSE et d'&e mio-pliocène : les failles de Pusî et d'Urcunimuni (Fig. 59) . L'hypothsse d'une tectonique tangentielle, dans le Massif de Pirin, avait dêjà été proposée par NEWELL (1949) qui admettait un charriage des séries crétacées vers le nord-est. La cartographie détaillée (inédite) de cette zone,par les pétroliers de Petroperù, a permis à CHANOVE et al. (1969) de confirmer l'existence de nappes à tectonique polyphasée. Mais leur interprétation diffère sen- siblement de celle de NEWELL (1949) quant à l'orientation des structures initiales et leur sens de déversement. Pour ces auteurs, le CrGtacé du Massif de Pirin est effectivement déformé en plis cou- chés, kilométriques à plurikilométriques, empilés les uns sur les autres, Les plis de la première phase, synchrones de la mise en place, sont de direction NNE-SSW, les déversements se faisant sys- tématiquement vers 1'WNW. Le caractère tangentiel de cette tectonique est souligné par l'existence de flancs inverses sur plus de 4 km, de kfippes, de têtes plongeantes et par de grands contacts plats cisaillant les flancs normaux. L'absence de strates étirées et de schistosité suggère que les structures se sont formées sous une faible charge. Les flancs des plis couchés se terminent en se redressant fortement ce qui donne une impression d'enracinement vertical (Fig. 61C)

La complexité des structures de Pirin est en faveur d'une tectonique polyphasée. L'ensemble de ces caractéristiques correspond indiscutablement, comme le soulignent CHANOVE et al. (1969) , h un rétrécissement considérable et à un charriage, vers l'WNW, des sé- ries crétacées de Pirin. 142

cd a B .rl u c(d cd rl a, a .rl E2 u 1 (d n O .L h i PIY a(d (d & 2 %

[II a, a i! 143: b)- Les séries crétacées (décollées) affleurant 2 l'ouest du Massif de Pirin. A l'ouest de la presqu'île de Capachica, le Crétacé affleure dans quelques pointements émergeant au-dessus des "pampas" que forment les dépôts lacustres du lac Titicaca.

Dans ces affleurements, les plis déformant le Crétacé ont des directions, compriseç entre N. O90 et N.060. Ces plis sont pré-oli,gocènes puisque le Groupe Puno les cachète. Nous retrouvons donc ici des structures à directions voisines de celles des plis couchés de Pirin dont elles pourraient constituer le prolongement VeKS le sud-ouest. Des séries crétacées décollées ont encore été trouvées à l'ouest de Juliaca et dans la région de Maravillas.Cependant, l'importance des déplacements est difficile à estimer. c)- Hypothèse sur la mise en place des nappes de Pirìn et des séries créta- cées de 1'Altiplano ocadentaî. (Fig. 62) DE JONC; (1974) a contesté les interprérations de NEWELL (1949) et de CHANOVE et al. (1969)" Pour cet auteur, le Massif de Pirin n'est pas une nappe caractérisée par des grands plis couchés, mais un ensemble qu'il appelle "mélange", sans structures ordonnées , et caractérisé par des olistostromes dont l'origine serait entièrement liée ã de la gravi té.

I Cette interprétation de DE JONG.(1974) paraît reposer sur des observations localisées et hâtivement généralisées. En effet, si des olistostromes s'observent peut-être dans certaines zones, localisées sur la bordure ouest du Massif de Pirin, ce type de structures n'a rien à voir avec les nappes de Pirin dont on peut parfaitement suivre Les différents niveaux lithologiques caractérisant les grands plis couchés.

CHANOVE et al. (1969) font état sur leur coupe de Dévonien pin- cé dans la racine du pli couihé (Fig. 61C) et admettent ainsi de façon implicite,un enracinement des plis dans le substratum paléozoique. Ceci suppose un raccourcissement du soc1e"grosso-modo"équivalent à celui des plis de la nappe de Pirin. be raccourcissement, localisé, pourrait être . obtenu selon MEGARD (discussion orale) par des décrochements longïtudi- naux faisant rejouer un accident transverse.

Au nord-ouest de Taya-Taya (Fig. 62) des séries crétacées sont affectées par des décollements d'une certaine ampleur. Des dkcolle- ments et des disharmonies sont monnaie courante dans les séries créta- cées de I'Altiplano. Aussi, en l'absence d'une étude dêtaillde des nappes de Pirin, il semble que l'hypothèse d'une mise en place parglisse- ment gravitaire ne peut pas stre totalement exclue. D'une part, en raison de l'allure isopaque des couches compétentes (Formation Huancane) qui temoigne d'une mise en place très superficielle,d'autre part, en raison du contraste accusé entre la déformation modérée du socle quand celui-ci affleure et le raccourcissement extrêmement important des sé- ries crétaeées de la nappe de Pirin. Ce.rétréeissement de la couverture, indiscutablement prouvé par l'ampleur des flancs inverses, par l'empile ment des plis couchés, et par le déversement vers L'WNW du charriage, suppose un déplacement minimum de IO à I5 km à partir d'une zone située au 144

Fig; 61 - Coupes transversales de la région de Pirin montrant quatre interpré- tations différentes (in DE JONG, 1974), a- HEIM (1947); b- NEWELL (1949); c- CHANOVE et al. (1969); d- DE JONG (1974).

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Fig. 62 - Hypothèse d'une origine gravitaire des nappes de Pirin. 1. Zones dénudées ? 2. Direction probable des glissements gravitaires. 145

sud-est de la presqu'île de Capachica. Certe région est actuellement occupée par le lac Titicaca, ce qui empêche de trouver la zone dénudée qui prouverait le caractère gravitaire des nappes de Pirin.

Une tectonique cassants fini-éocène,contemporaine de la mise en place des nappes, affecte de faço3 importante la couverture crétacée; cependant, en raison du décollement, il est difficile de la relier aux contraintes générales de la compression fini-éocëne.

Dans les zones oÙ le substratum et les séries crétacges sont restés solidaires, Pa tectonique cassante fini-éocène est caractérisée par d'importants a'zcïdents du socle que les conditions actuelles d'affleurement et la reprise par Pa phase fini-miocène rendent difficiles B mettre en évidenee. Parmi ces accidents, citons la faille WNW de Mazazo- Vilque qui semble avoir eu un jeu décrochant sénestre. Il s'agit probablement du rejeu d'un accident déjà ancien ayant joué en faille normale au cours du MésozoFque (GmersFon prG-créf?acée). D'autres accidents de direction NW-SE ont joué, soit en failles inverses, soft en décroche- ments à Lagunillas, ã Maravillas et au niveau de la dépression centrale de P'Altiplano oÙ elles sont oblitérées par les sédiments lacustres du Titi caca. I -2- Les tectoniques "intra-miocêne" et "finï-miocêne", Une tectonique miocène déforme leç séries oligo-mioches (Grou- pe Puno et Formation Tacaza) en vastes plis de direction NW-SE à NNW-SSE. Dans les anticlïnaux érodés affleurent des séries déjà déformées avant le Miocène et seuls les synclinaux nous renseignent sur la tectonique mioche; il s'agit (Fig. 63 et PL. X)

- du synclinal de Santa Lucia, large de 20 km, et qui est bordé par des failles subverticales au nord-est et au sud-ouest.

- le synclinal de Coata, situé entre Juliaca er. le Masslf de Pirin, et qui s'étend selon Une direction NNW-SSE. I1 affecte une épaisse série de conglomérats et de couches rouges du Groupe Puno dont la base a étg datge de l'Oligocène par Charophytes (GRAMBAST in CHANOVE et al. 1969) et que PORTUGAL (1974) a attribuê, par erreur, au Groupe Cotaeucho.

La déformation cassante est représentée par de grands accidents longitudinaux,subverticaux ou chevauchant vers le nord-est, correspondant, en partie, au rejeu d'accidents fini-docènes.

Certaîns d'entre eux montrent un jeu décrochant qui est parti- culièrement notable pour la faille de Buena-Vista, 3 l'ouest de Calapuja (10 km au NW de Juliaca),Son jeu dextre, kilométrique, a provoqué une forte torsion des bancs de quartzites de l'ordovicien supérieur (Fig. 9) autour d'un axe subvertical.

La verticalité des couches du Groupe Puno au centre du synclinal de Coata pourrait être due, comme pour le synclinal de Langui-Layo (2 146

O- 20km

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-. Fig. 63 - Les couches rouges oligo-miocènes déformées par les phases miocènes. 1 - Oligo-Miocène (Gr. Puno, Fm Tacaza et Fm Tinajani confondus); 2 - synclinal; 3 - chevauchement. I 147

l'ouest de Sicuaní! NEWELL 1949, AUDEBAUD 1967) à un accident axial ci- .saillant longitudinalement le synclinal.

Les failles NNW-SSE de Pusi et d'Urcunimuni limitent, h L'est et à l'ouest, le compartiment où affleurent les nappes de Pirin, et recoupent les structures des nappes. Ce sont de grands accidents du socle qui délimitent la dépression centrale de 1'Altiplano entre Cuzco et l'ex- trémité sud-est du lac Titicaca. La faille d'urcunimuni est rectiligne et subverticale, tandis que celle de Pusi qui borde le lac Titicaca, est inverse avec un'fort pendage de 80* vers 1'WSW. Elle chevauche, vers le NNE les couches rouges du Groupe Puno.

La faille de Vilque-Mañazo rejoue également et la phase fini- miocène se traduit par un chevauchement du Jurassique et.du Crétacé sur le Groupe Puno.

I1 s'agit là très vraisemblablement d'accidents anciens, réactivés lors des compressions intra et fini-miocène.

1.3- Le problème des olistoli thes de calcaires Ayavacas dans les séries 01 i-' go-miocènes de Lagunillas. La présence d'olistolithes de calcaire, d'âge cénomanien (calcaire Ayavacas) dans les séries conglomératiques de Lagunillas, attri- buées au Crétacé inférieur par NEWELL (1949) remet en question l'existence de la phase névadienne (Jurassique supérieur) proposée par cet auteur. Par contre, elle met en évidence des phénomènes gravitationnels durant l'oligocène et le Miocène (AUPEBAUP et al., 1976).

a)- L'interprétation 'de NEWELL (1949) : La discordance de Lagunillas serait la preuve d'une phase névadienne (Jurassique supérieur) Déja signalée par DOUGLAS(1920) sur le bord sud-ouest du lac Lagunillas,la forte discordance angulaire entre une série marine jurassique et une série conglomératique susjacente, est attribuée par NE- WELL 71949) à une phase de plissement névadienne. Le Jurassique (Groupe Lagunillas), fortement redressé et constitué de calcaires et de quartzites massifs en gros bancs, est tronqué par une surface d Grosion. I1 est surmonté, en discordanee, par une série consti- tuée de calcaires et de conglomérats, de plus de 150 m d'épaisseur, à faible pendage vers le sud-ouest; au-dessus viennent, en concordance, des volcanites attribuées 2 la Formation Taeaza. Pour NEWELL, les conglomérats représentent le faciès de bordure de la Formation Huancane (Wealdien), analogue B celui que l'on peut observer 5 la hacienda Huertas: la discordance angulaire serait donc névadienne. 148

b)- Les nouvelles données : discussion. Au cours d'une rapide reconnaissance, sur les bords du lac Lagunil- las, j'ai pu voir les affleurements décrits par NEWELL et faire quelques observations (k) . 1)- Le congbome'mt de base est p-o lygdnique. Le conglomérat qui recouvre en discordance le Groupe Lagunil- las, est polygénique : il est constitué par des galets de quartzites blancs et gris, de grès, d'éléments de calcaires, d'intrusifs et de volcanites, dans une matrice grossisre de couleur violacée.

Les éléments calcaires sont durs et de couleur gris-noirâtre. Je n'y al- pas trouvé de fossxles. I1 pourrait s'agir de galets d'o- rigine jurassique, mais aussi crgtacée. La nature des roches intrusives , constituant les galets , est granodioriiique, tandis que les éléments volcaniques à couleur rouge-violacée ou noire semblent être de composition andésitique.

La composition de ce conglomérat est voisine de celle des .sé-- ries du Groupe Puno de la région ouest de 1'Altiplano. Elle est, par contre, très différente de celle des conglomérats de la Formation Huancane telle qu'on la connait plus loin vers l'est, 2 Huertas, 2 Taya-Taya et 2 l'hacienda Caracara (sud-ouest de Pucara) OE les con- glomérats sont essentiellement constitués de galets de quartzites.

2)- Le niveau de calcaire Ayavacas, ddcrit par NEWELL 129491, eat un gi- gantesque o Zzst-olithe. Le niveau de calcaire Ayavacas n'est pas une couche en place mais il correspond à un grand lambeau plurihectométrique "flottant" dans les conglomêrats. J'ai trouvé d'autres olistolithes, de taille décamétrique à hectométrique, à différents niveaux du conglomérat. L'aspect général et la présence de fossiles tels que des oursins et de nombreux gasteropodes suggèrent qu'il s'agit bien de calcaire Aya- vacas (Cénomanien) , comme l'a signalé NEWELL (1 949). Des olistolithes de même type se retrouvent dans la sêrie volcanique de la Formation Tacaza qui surmonte les conglomérats au sud-ouest du lac Lagunillas.

La présence d'olistolithes dans les sêrLes oligo-miocènes ne semble pas Stre un fait rare et Limit6 à la région de Lagunillas. On en trouve dans les conglomérats du Groupe Puno qui affleure le long de la route entre Lagunillas et Maravillas, dans la Formation Tinajani 2 l'ouest d'Ayaviri (AUDEBAUD et VATIN PERIGNON 1974) et au niveau de Langui-Layo 2 l'ouest de Sicuanf (AUDEBAUD et al. 1976). I1 semble donc que les séries à olistolithes aient une extension assez vaste, depuis le sud de Cuzco jusqu'à Lagunillas, c'est-â-dire en gros au long du bourrelet de Santa Lucia.

Leur mise en place s'est faite de façon continue depuis l'Oli- gocène jusqu'au Miocène supérieur. Leur existence met en êvidence des mouvements tectoniques intra-oligo-miocènes. La couverture peu épaisse des calcaires Ayavacas, préalablement déformée et peut-être

(k) AUDEBAUD qui a fait également une incursion dans la rhgion de Lagunillas, arrive à des conclusions voisines.(com. verbale). 149

décollée par le plissement fini-éocène, a glissé par morceaux dans les bassins oligo-miocènes. Ce phénomène gravitationnel très super- ficiel fait penser à de la morphotectonique Liée ã une tectonique en distension du substratum avec formation de horsts et de grabens. Des décrochements ne sont pas exclus. Les zones d'apports ( zones SOU- levées) des olistolithes sont encore mal Localisges : il pourrait s ' agir de zones actuellement "dénudées" tels lel'bourreEetUde Santa Luci a e t 1e "dôme" de C ab ani 11 a. 31 - Les conglomdrats po2yge'nìqtLes ne sont que faib Zement de'fome's. Le degré de déformation des conglomérats est faible, bien plus faible que celui qui affecte généralement le Crétacé.

c)- Conclusions. I1 n'y a pa5 de plissement névadien. La discordance de Lagunil- las est fini-docène. Les différentes observations que nous venons d'expo- ser, c'est-à-dire la nature polygénique du conglomérat basal et la pré- sence d'olistolithes de calcaires Ayavacas au sein de la série conglomd- ratique, au demeurant faiblement déformée, n'obligent plus 5 interpréter la discordance de Lagunillas comme une discordance névadsenne.

Au contraire, la prêsence d'olistolithes cénomaniens met en évidence l'âge post-cénomanien de ce conglomérat, La composition poly- génique du conglomérat, à élémenm volcaniques et intrusifs, fait penser 2 un conglomérat oligo-miocène plutôt que crétacé.

L'analogie de ce conglomérat avec ceux du Groupe Puno, l'extension régionale des olistolithes et leur prësence jusque dans les For- mations Tacaza et Tinajani, sont de solides arguments pour penser que la discordance de Lagunillas est d'âge "fini-éocène".

' 1.2- REGION DE L'ALTIPLANO ORIENTAL : LE SYNCLINORIUM DE PUTINA.

Le synclinorium de Putina (NEWELL 1949), situé entre le lac Titicaca et la Cordillêre Orientale, est constituë par deux unités structurales de direction NW-SE (Fig. 64 et 65) :

- la zone imbriquée de Moho-Huancane-Azangaro, au sud-ouest, est caractéri- sée par un décollement à la base de la sërie et par un comportement plastique de la couverture crétacée; cette zone est limitée au nord-est par le grand chevauchement de Moho-Huancane-San Anton (AUDEBAUD et al. 1976);

- la zone à faciès "Cotacucho" de Musani-Putina, ã comportement beaucoup moins plastique, s'étend au nord-est de ce chevauchement.

2.1- La tectonique "fini-éocène".

a)- Dans la zone imbriquée de Moho-Huancane-Azangaro. Cette unité structurale correspond 2 une btroite bande NW-SE, large de mofns de 10 km, qui borde le lac Titicaca et le lac Arapa 150

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au nord-est (Fig. 64) et qui s'étend entre les localités d'Escoma (nord de la Bolivie) et d'Azangaro. A partir de là, elle se prolonge vers le nord-ouesr jusque dans 'la région du Nevado Auzangate (AUDEBAUD 1970).

Le substratum, constitué de Paléozoïque infêrìeur et sup5rieur, appara?t 5 l'affleurement au nord-est du lac Arapa (Arapa, Chupa) et du lac Titicaca (pëninsule de Huata). I1 est affectë par des plis cylindriques ouverts de direction NW-SE, sans schistosité, et par des failles inverses, chevauchantes vers le sud-ouest.

Les sépies crGtacdes, épaisses de I200 ã 1500 m sont caractérisées par une lithologie voisine de celle du Massif de Pirin (faciès occidental). Ltors de la compression fini-Gocène, ces séries ont subi un raccourcissement très important, Les structures correspondent ã des plis NW-SE, cylindriques et isopaques, montrant un fort déversement vers le sud- ouest. Les anticlinaux sont presque toujours cisaillés par des contacts subparallèles aux flancs. La schistasitê n'apparaît 5 aucun moment. Le raccourcissement des séries crétacges, plus important que celui du substratum, et la différence entre les styles tectoniques, suggèrent un décollement au niveau du Crétacé inférieur (AUDEBAUD et al. 1976). On peut penser que c'est sous la poussée de l'unité orientale, 2 "faciEs Cotacucho" que, par l'intermédiaire du chevauchement plat de Moho-Huan; cane-San Anton, les séries crétacées de la zone imbriquée, ont ét5 dé- collées et: déversées vers le sud-ouest. b)- Dans la zone à faciès "Cotacucho" de Muñani-Putina. (Fig. 65) Le passage entre les faciès occidentaux (faciès "Moho") et orientaux (faciès "Cotacucho") se situe au niveau du chevauchement de Moho-Huancane-San Anton. I1 correspondrait au rejeu en chevauchement plat d'une ancienne faille normale qui, au cours du Crétacé, a contro- lé le passage latéral d'une sédimentation peu épaisse et très lutitique au sud-ouest, B une-sédimentationépaisse et surtout gréseuse au nord-est.

Cette unité strucrurale est limitée au sud-ouest par le chevauchement de Moho-Huancane-San Anton et, au nord-est, par une autre grande faille qui la met en contact avec les séries paléozoïques de la Cordillè- re Orientale. Les séries crétacées,dans lesquelles l'Albo-Turonien est très gréseux (faciès"Cotacuchd',l,atteignent plus de 3000 m d'épafsseur. Au cours des déformations, elles eurent un comportement moins plastique que les séries de l'bltiplano occidental ou de la zöne imbriquée. La tectonique fini-éocêne se manifeste par de grands plis cylindriques, plurikilomëtriques, subverticaux ou faiblemene: déversés vers le sud-oues t.

A la base des séries crêtacées, des intercalations de lutites et d'évaporìtes ont favorisé, localement, quelques dëcollements peu importants a 152

d 153

2.2- La tectonique miocène et fini-miocène. La compression fini-miocène se traduit essentiellement par une tectonique cassante caractérisée au niveau de la zone imbriquée de Moho- Huancane-San Anton parune reprise des chevauchements vers le sud-ouest. Elle provoque un redressement des anciennes failles fini-éocènes qui rejouent en failles inverses et en décrochements. Elle semble être responsable d'autre part, de certain es formes de synclinaux en "blague 2 ta- -bac" et de l'affrontement d'anticlinaux dissymétriques avec des plans axiaux à pendages opposés.

Le long de la limite Crétacé-Paléozoique (bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale), les tectoniques intramiocènes et fini-miocènes amènent le Paléozoïque supérieur à chevaucher localement, vers le sud- ouest,les séries crétacées de la zone Mufiani-Putina. Les failles anciennes rejouent en décrochement et en failles inverses.

2.2.2 - LA TECTONIQUE ANDINE DANS LA CORDILLÈRE ORIENTALE

La tectonique andine est généralement difficile à mettre en évidence dans la Cordillère Orientale, en raison de l'érosion presque totale de la couverture méso-cénozoïque. MEGARD et al. (1973) ont montré qu'elle ava2t affecté, à des degrés divers, la Cordillère Orientale du Pérou et de Bolivie. Dans le sud-est du P&rou,la Cordillère Orientale a subi les effets d'au moins deux phases andines. (AUDEBAUD et LAUBACHER 1969).

Au niveau de la zone étùdfée, la Cordillère Orientale comporte deux zones structurales :

1- LA BORDURE SUD-OUEST DE LA CORDILLERE ORIENTALE. (pré-Cordillère de Ca- rabaya ( Fig. 66). Le long du versant sud-ouest de la Cordillère Orientale (région de Maeusani, de Crucero, d'Ananea et de Cojata), la présence d'une couverture post-hercynienne, constituée par du Permien supérieur, du Crétacé et du Tertiaire, permet de reconnaTtre plusieurs phases tectoniques andines. Cependant, la couverture oligo-miocène étant incomplète, mal datée et d'extension très réduite, il est malaisé d'établir une chronologie précise des phases et de séparer les structures relatives 2 chacune d'entre elles.

1. i- La tectonique 'If ini -éocëne"a L'existence d'une phase de plissement "fini-éocène" est souli- gnée par la discordance angulaire observée dans le synclinal d'Al- varisani (NE de Putina, (Fig. 70) et à la Hda Lurdes ( S. de Crucerq (Fig. 67), entre les séries d'âge crétacé à éocène, et une séquen- ce conglomératique rouge attribuée au Groupe Puno s.1. (AUDEBAUD et LAUBACHER 1969). Cependant, l'âge exact de ces couches rouges discordantes reste 2 préciser et 11 peut s'agir d'une série soit oligocSne, soit miocène. 154

14'

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Fig. 66- Les structures andines sur la bordure SW de la Cordillère Orientale. 1 - dépôts du Permien supérieur (Gr. Mitu), du Crétacé et de 1'Eo- cène déformés par la tectonique andine; 2 - séries pré-Mitu et post- Eocène; 3 - Syénite néphélinique de Macusani; 4 - granitoïdes de Coasa; 5 - synclinal; 6 - anticlinal; 7 - chevauchement. A - Localisation de la coupe fig. 68. 155

Le Groupe Puno ainsi défini recouvre en discordance deux phases de déformations affectant le Crétacé et 1'Eocène : a)- Une phase de plissement, dont 1'8ge fini-éocène paraTt certain. A Alvarisani ( Fig. 67) eL au nord-ouest d'AQoyani (lac Tuhuintinaco- cha), elle est caractérisée par des plis amples, d'échelle kilomé- trique et de direction NW-SE qui se sont formés dans les niveaux structuraux supérieur et moyen, car les couches ne sont pas ,étirées et la schistosité n'apparaît pas.

Au sud de Crucero, au sud-ouest et au nord-est d'Ajoyani, le Cré- tacé est plissé selon des directions NS à ENE-WSW, cette orientation résulte d'une torsion liée à des décrochements((Fig. 66). b)- Une phase cassante,marquée par des décrochements dextres, fossilisée par les couches rouges oligo-miocZnes. Elle participe à la constitution des deux grandes structures tectoniques qui déforment les plis tardihercyniens : la virgation de Macusani et la zone d'écaillage d'UsFcayos (p. 79 ) .

1)- La virgation de Maeusani (Fig. 66 et 69) Les plis tardihercyniens, originellement de direction NNW- SSE, ont subi une rotation autour d'un axe subvertical, plon- geant approximativement vers le nord de 60 à 80". La branche tordue, Longue.de 50 km, acquiert une direction NE-SW, c'est-à- dire une orientation pratiquement orthogonale à la direction originelle. Cette torsion coreespond, à mon avis, à un accommodement des structures tardihercyniennes à un jeu décrochant dextre d'une zone faillée, approximativement NW-SE, affectant le socle.

J'ai attribué un âge pré-permien supérieur (Groupe Mitu) 5 cette torsion générale (LAUBACHER 1970; MEGARD et al. 1971).

Depuis lors, une cartographie plus complète de la région me porte 2 nuancer et compléter mon interprétation première. En effet, nous avons vu plus haut que le Crétacé était déformé,au sud de Crueero,avec des plis ENE-WSW à NS. D'autre part, au sud- ouest de Crucero, au sud du nevado San Francisco de Quenamari et au nord-est d'Ajoyani, le Crétacé et le Groupe Mitu sont impli- qués dans la torsion-(Fig. 55 et 66) .

La contradiction apparente entre ces observations peut être surmontée si on admet que la virgation de Macusanf résulte d'un décrochement tardihercynien, amplifié par des décrochements andins.

2)- Les e'caitZes d'Usicayos (Fig. 68). Au sud du granite de Coasa, les pl-is préexistants tardihercyniens de la région d'usicayos ont été affectés'par un écailla- ge qui correspond à plusieurs faïlles EW, à faible pendage nord, et provoque des répetitions dans les séries du Permo-Carbonifère. 156

I - 7b.

14.3

t1-pz

Fig. 67 - La tectonique andine au sud de Crucero (localisation sur la fig. 53). Les dépôts andins sont conservés dans un petit fossé; ils sont affectés par une tectonique fini-éocène dont les structures sont cachetées par une série oligo-miocène. Cette dernière est elle-même plissée et affectée par des failles. pl-h: Carbonifère et Permien inférieur; t1-p~: conglo- mérats rouges du Gr. Mitu; (221-1: grès e$ dolomies du Gr. Cotacucho (Néocomien 3 Turonien); C2 : grès, lutites et calcaires de la Fm. Vilquechico (Campano-Maestrichien); m3-2: conglomérats rouges oligo-miocènes (Gr. Puno); q: Quaternaire. 157

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Ces failles cisaillent des plis EW déversés vers le sud,et accom- pagnés d'une schistosité 2 pendage de.40 2 60" vers le nord et le NNE. La schistosité peut passer, localement, 2 une foliation dessinant une étroite bande EW, longue de plusieurs kilomètres qui passe légèrement au nord d'Usicayos. I1 s'agit là, vraisemblablement d'un dynamométamor- phisme,lié au raccourcissement très important subi par le Permo-Carboni- fère. Une schistosité de fracture, de même direction, mais ayant un pendage de 60-70" vers le sud, recoupe la foliation précédente montrant ainsi qu'une phase supplémentaire a affecté les écailles (PL. XI)

Etant donné qu'il n'y a pas de terrains méso-cénozo?ques impliqués dans les écailles, leur datation ne peut se faire que de façon indirecte. Leur formation s'explique plus aisément si on admet qu'ils sont posté- rieurs à Pa virgation de MaCusanilet surtout à la mise en place du granite permo-triasique de Coasa.

3)- Essai d'interpr&ation de Za virgatzon de Macusanz et des 6caiZZages d'usicayos. (Fig. 69) L'hypothsse la plus plausible me semble correspondre à un jeu dé- crochant dextre ayant joué au Tardihercynfen puis à l'Andin, en quatre stades.

. Stade 1. Après la phase de plissement tardihercynienne et avant le dêpÔt du Groupe Mitu (Permien supérieur), un jeu décrochant WNW-ESE d'une large zone faillée du socle provoque,dans la couverture,l'amorce de la vfr- gation de Macusani. Ce premier stade admet une direction de raccourcissement située entre N. I30 et N.O0 (p. 79)

Au cours du Permien supérieur se mettent en place des granites permiens, et plus particulièrement, le granite de Coasa qui va jouer par la suite un rôle de môle rigide par rapport aux séries sédimentaires.

. Stade 2.

A la fin de l'Eocène, la phase fini-éocène qui admet SUP 1'Altipla- i no une direction de raccourcissement Z = N.30-60, provoque une déforma- tion très modérée de la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale. Elle se traduit par des plis amples, des failles et très vraisemblablement, par une accentuation de la virgation. Sur la bordure sud et sud- ouest du granite de Coasa, les structures tardihercyniennes subissent un serrage et une torsion. . Stade 3. Une phase de compression, ayant une direction de raccourcissement comprise entre N.O0 et N.40, accentue de façon importante la virga- I tion de Macusanf et provoque la formation des écailles d'Usicayos qui se désolidarient au long de décrochements NNW-SSW de la virgation de Macusani. Ces décrochements fragmentent le granite de Coasa. Ce dernier, à comportement rigide, semble être responsable de l'écaillage associé au dynamométamorphisme d'Usicayos. 159

Fig* 69 - La genèse de la virgation de Macusani et les écailles d'Usi- cayos: un modèle. A. Structures tardihercgniennes après le plissement tardihercynien. B. Amorce de la virgation par un dé- crochement dextre dans le socle, avant le dépôt du Gr. Mitu. C. Mise en place des granitoides au Permien supérieur (Granite de Coa- sa). D. Le plissement fini-Gocène provoque l'accentuation de la virgation. E. Le ou les décrochements dextres fini-éocènes ou intra-miocènes provoque la formation des écailles d'Usicayos. pli: Paléozoïque inférieur; p12: Paléozoïque supérieur c + nil: Crétacé et Eocène. 160

Pig. 70 - La tectonique miocène dans le synclinal d'Alvarisani (NE de Putina, localisation sur la fig. 53). se traduit par des chevauchements et des décrochements dextres. 1: Oligo-Miocène (Gr. Puno s.1.); 2: Campano-Maestrichien (Fm. Vil- quechico); 3: Néocornien B Turonien (Gr. Cotacucho); 4: Permo-Trias (Gr. Mitu); 5: Intrusif acide (mio-pliocène) ; 6: Carbonifère et Permien inférieur. 161

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Fig. 71 - Décrochements dextres andins (?) sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale (à l'est de Crucero). 1: plateau d'ignimbrites pliocènes; 2: filons micrograno-dioritiques postérieurs à la tectonique hercynienne; 3: filons de quartz recou- pant les filons micrograno-dioritiques; pli: Paléozoïque inférieur (Siluro-Dévonien) fortement plissé. 162

Des structures analogues aux écailles d'Usicayos ont été décrites dans le centre (MEGARD 1973, SOULAS 1975) et le sud du Pérou (LAVENU 1976), leur origine est toujours liée à des décrochements. . Stade 4. Les écailles d'Usicayos sont elles-mêmes reprises dans une phase postérieure qui se traduit par une schistosité de fracture est-ouest à fort pendage vers le sud. Cette schistosité semble associée à des plis amples est-ouest. Tout comme le dynamométamorphisme lié au stade 3, elle est limitée à la région d'Usicayos et pourrait correspondre 2 la phase fini-miocène.

En résumé, la virgatfon de Macusani et les écailles d'Usicayos sont des structures d'âge différent. Elles correspondent à l'accbmmode- ment de la couverture plissée à des décrochements dextres du socle.

La virgation de Macusani représente une accentuation par les phases de compressions andines d'une torsion déjà bien amorcée au Tardi- hercynien. Les écailles d'Usicayos, par contre, sont des structures andines, oligo-mioches dont la formation semble liée à l'existence du granite permien de Coasa.

1.2- La tectonique miocène. La tectonique fini-miocène est caractérisée par des plis amples NNW-SSE et surtout par une rectonique cassante. Cependant il est difficile, la plupart du temps, de séparer les effets de la tectonique fini- miocène de ceux des tectoniques andines antsrieures.

- Au sud de Crucero, les conglomsrats du "Groupe Puno'' discordants sur le Crétacé (AUDEBAUD et LAUBACHER 1969) sont faiblement plissés et formenr un demi-graben limité au sud-ouest par une faille verticale(Fig. 67) - Plus au sud, (hacienda Cambrìa), le Crétacé, associé 2 des évaporites, forme des petits grabens dont les failles limitrophes ont vrafsemblable- ment joué en décrochement. Dans le synclinal d'Alvarisani, le "Groupe Puno" est légèrement plissé et affecté par des failles inverses(Fig. 70)

Au sud-est du lac Aricoma (Fig. 7l))des dykes 3 composition granodioritique recoupent le Siluro-Dévonien, selon une direction NW-SE.Ils sont affectés par des failles NNE-SSW, à jeu décrochant dextre, possiblement lié B une phase de compression miocène.

2- LE VERSANT AMAZONIEN DE LA CORDILLERE ORIENTALE. La couverture méso-cénozoique ayant été entièrement érodée, il est très difficile de distinguer la tectonique andine des tectoniques plus anciennes et il est encore plus difficile de distinguer les effets de la phase fini-éocène de ceux de la phase fini-mioche. 163

Une tectonique andine de cisaillement, vraisemblablement contemporaine de la phase d'écaillage d'Usicayos (fini-éocène à intra-miocène), provoque une intense cataclase de la bordure nord-est de la syénfte de Macu- sani et du'granite de Coasa. (Fig. 44 et 45; PL. VI11 et IX)

Dans les séries du Paléozo?que inférieur par contre, le plus clair de la tectonique andine discernable correspond à de grandes failles longitudinales, NNW-SSE à NW-SE, qui prennent 'Légèrement en écharpe les structures hercyniennes.

Des d6crochements 'Longitudinaux sont fréquents, mais l'absence de marqueurs dans la lithologie uniformément schisto-gréseuse, du Paléozoï- que inférieur interdit de quantifier les déplacements. Ces décrochements pourraient fournir une explication quant à l'origine de la dispersion des axes des microplis Gohercyniens que nous avons observés dans les diagrammes (Fig. 28) Aux approches de la zone subandine, la tectonique andine se traduit par d'énormes accidents inverses chevauchant vers le nord-est et dont le rejet vertical atteint plusieurs milliers de mgtres.

2.2.3 - LA TECTONIQUE ANDINE DANS LA ZONE SUBARIDE (Fig. '72)

Dans Le sud du Pérou, la zone subandine est plus étroite (50 km) que dans le Pérou central (Qusqu'h 300 km). Elle a ëté trks peu érudiée et seuls quelques géologues pétroliers ont fait de sporadiques incursions entre le rio Lnambari et le rio Tambopata. Une seule phase de plissement, d'âge tertiaire su- périeur, a été reconnue (AUDEBAUD et al. 1976). On lui attribue un âge fini-mio- cène par comparaison avec l'âge des déformations de la zone subandine du Pérou central. De la faille subandine, au sud-ouest, vers le Bouclier brésilien, au nord-est, on peut distinguer deux unités structurales.

1- UME ZONE A STRUCRJRES V~RTXCALESaa large d'une dizaine de kilomètres, et qui borde au nord-est la Cordillère Orientale. C'est une zone mobile, depuis le Crétacé, très subsidente (4 à 5800 m de Méso-Cénozoique), qui correspond à une limite paléogéographique contrôlée par des failles syn- sédimentaires. A la fin du Miocène, cette zone a subi un raccourcissement important qui se traduit par des plis à flancs redressés, cisaillés par des failles subverticales ou déversées vers le nord-est,

Les terminaisons périclinales redressées et cisaillées, et la ver- ticalité générale des structures suggèrent des mouvements décrochants longitudinaux, syn- ou post-plissement.

2- UNE ZONE A GRANDS PLIS OUVERTS de dimensions plurikilométriques, plus OU moins déversés vers le nord-est. Le plan axial des synclinaux pend de 45" à 60" vers le sud-ouest, tandis que les; anticlinaux sont cisaillés par des failles inverses. Les plis de la couverture sefLStent, vr&iemblabl,e- ment, une tectonique cassante Zi failles inverses au nLv@au du socle. Lea structures de cette zone s'ennoient, vers le nord-est, au-delà du rio Tam- bopata, sous les alluvions et les épandages plio-quaternaires du piedmont andin. 164

A. Coupe du "Pongo" de Carcel Puncco (rio Inambari).

B. Rio La Pampa (affluent du rio Candamo). NE

G. Rio Tambopata, à la hauteur du rio Colorado (frontière Pérou-Bolivie).

Fig- 72 - Structure de la limite Cordillère Orientale-zone subandine (coupes des rios Inambari, La Pampa et Tambopata, localisées sur la fig. 58). pll: grès et shales du Paléozoïque inférieur; 012: schistes à graptolites de l'Ordovicien moyen; 021: quartzites de l'Ordovicien su- périeur; s: shales du Silurien; B: basaltes en sills et dykes dans le Silurien; c: Cr'tacé indifférencié; c~l-1: grès rouges et lutites prè-campaniens; c2 2: lutites noires, gres et calcaires du Campanien- Maestrichien; m: couches rouges du Cénozoïque prè-pliocène; Y: stock intrusif granitique 2 granodioritique (paléozoïque ?); F: fossiles. 165

2.3 - APERCU GENERAL SUR LES DBFORMATIONS ANDINES DU SUD-EST DU PEROU

L'étude structurale, zone par zone, montre que dans le sud-est du Pérou la tectonique andine est caractérisée par, au moins trois phases de com- Pression (%). On distingue : - une phase de plissement fini-éocène ; - une ou deux phases de compression oligo-miocènes, peut-être d'âge intra-mio- cène, qui s'expriment surtout par des décrochements; - une phase de plissement fini-miocène, associée ou suivie d'une phase cassante.

2.3.1 - LA TECTONIQUE ((FINI-BOCÈNE,

La tectonique fini-éocène affecte l'hltiplano et la Cordillère Orien- tale, tandis que la zone subandine n'est pas déformée.

Les structures se sont formées dans les niveaux structuraux supé- rieur et moyen, c'est-à-dire avec une charge et un gradient thermique faible. La schistosité, sauf exception,est absente.

La présence de couches très plastiques (évaporites, argiles), inter- calées dans les séries du Crétacé et de l'EocGne,-provoque parfois un plissement disharmonique entre le substratum à comportement compétent et les sé- ries de la couverture plastique. Il faut donc souligner :

1- Une tectonique de couverture, caractérisant Ia couverture crétacée et éocène au niveau de l'Altipiano occidental, qui correspondrait à des décollements, soit à la base du Crétacé, soit au niveau du Crétacé supé- rieur (Groupe Moho). Ces décollements pourraient atteindre une grande am- Pleur à Pirin et provoquer la formation de vraies nappes. I1 va de soi que les structures de cette tectonique de gravité ne reflètent plus les contraintes affectant le socle.

2- Une tectonique de socle, affectant le substratum et les séries de la couverture crétacée restée solidaire.

(2) D'une façon générale, les nombreux épisodes compressifs, plus ou moins mar- qués qui affectent les Andes centrales durant le Tertiaire moyen et supé- rieur,suggèrent que celles-ci étaient soumises à un régime en compression continu dont l'intensité varie dans le temps. Seuls les épisodes les plus importants se sont traduits par des déformations souples et des discordances angulaires. Aux brefs épisodes compressifs font suite de longues périodes, carac- térisées par de la distension avec formation de bassirssubsidents 2 sédimen- tation détritique grossière. Ces périodes pourraient correspondre à un régi- me compressif continu de faible intensité, dont l'énergie se dissiperait au long de décrochements. La composante distensive de ces décrochements serait à l'origine de la constitution des bassins subsidents. 166 w 2 ... H .. n ...... o ..... 4 ...... F4 jl:;a...... - D ...... m ...... w 9...... o ... *. m O al ... h\*k: a. N ...... al .. rl h u w t:::. m 4 al 4 .... 4 H .... zl w .*.. H ...... & .... o .... c .... w ...... F4 ..,. w ...... 4 y...... ' 4 H .. n J/ ..... & e: LI O al U I cd & LI a .rl m al m rd .da O m al 2 4 -4 I I4 a PI H H 4 - .... 4 -g:::: h4. .... +.: ..*. .... ' -...... :; - i;;I -- ...... *. y...... 167

Elle s'exprime par des plis NNW-SSE à NW-SE, très amples sur l'Al- tiplano occidental et dans la Cordillère Orientale, 'plus serrés et même parfois déversés dans le synclinorium de Putina (Altiplano oriental).

Cette tectonique souple est accompagnée par des failles inverses ou verticales.

Dans la Cordillère Orientale, des déplacements latéraux dextres

NNW-SSE affectant le socle, s'amortissent dans~~ la couverture par des tor- sions de structures et par des écaillages qui admettent un axe de raccourcissement Z approximativement N.OOO.

Sur l'Altipiano, la faille E-W de Vilque-Mañazo, B jeu sénestre pourrait être conjuguée avec les décrochements NNW-SSE dextres (faille de Calapu- ja) admettant. également un axe Z N.OOO.

S'il est probable que ces failles ont déjà joué en décrochements

lors de la phase de plissement fini-éocène, il est certain qu'elles s'.expri- , ment essentiellement dans une phase postérieure qui est, soit une sous-phase de la phase fini-éocène, soit une phase intra-miocène.

La tectonique fini-éocène correspond donc à un serrage NE-SW, donnant des structures souples à plans axiaux verticaux et des failles anver- ses ou subverticales. Quand ce serrage affecte un socle déjà fracturé il provoque un jeu en décrochement des failles anciennes.

Le taux de raccourcissement de cette tectonique est faible, parti- culièrement dans 1'Altiplano occidental et dans. la Cordillère Orientale, oÙ il ne doit guère dépasser 15 Z, en moyenne. Par contre, il pourrait atteindre 20 à 25 2 au niveau du synclinorium de Putina et, plus particulièrement, de la zone imbriquée de Moho-Huancane. En chiffres, cela représente un raccourcissement du socle de l'ordre de 30 à 35 km sur une largeur originelle de 250 km, pour l'ensemble de l'hltiplano et de la Cordillère Orientale.

Dans ce contexte, les structures parfois très spectaculaires (nappes de Pirin, etc.) de. la tectonique de couverture correspondent à des phé- nomènes purement locaux qui ne reflètent pas le style général de la chaîne andine.

2.3.2 - LA TECTONIQUE ({FINI-MIOC~NEB

La tectonique f iní-miocène qui inclut vraisemblablement des mouvements intramiocènes est caractériktique d'un niveau structural moins profond que la tectonique fini-éoche. Le raccourcissement se fera surtout dans certaines zones mobiles (bassin subandin, bassin oligo-miocène de l'Al- tiplano) mais est vraisemblablement bien inférieur à celui de la phase fini- éocène. Par contre,le domaine qu'elle affecte dépasse largement vers le nord- est celui de la phase fini-éoeène et elle déforme pour la première fois la zone subandine. Elle s'exprime par.un style souple qui affecte les bassins subsidents oligo-miocènes et surtout un .style cassant qui correspond au rejeu de grands accidents du socle (~i~.63) 1- LA DEFORMATION SOUPLE de la phase fini-miocène correspond 8 de grands plis piuri-kilometriques plus ou moins ouverts. Les anticlinaux, tant sur l'llltiplano que dans la zone subandine, sont cisaillés par des failles verticales ou inverses. Cette déformation souple de la couverture semble guidée par la tectonique cassante affectant le socle.

2- LA DEFORMATION CASSANTE,représentée par de grands accidents du socle, subverticaux, chovauchaGts et décrochants, correspond 2. l'expres- sion majehre de la tectonique fini-miocène. Cette tectonique cassante re- prend souvent des accidents plus anciens, soit en les redressant, soit en exagérant leur chevauchement, soit encore en les faisant jouer en décro- chement. Sur l'Altiplano,son aspect le plus spectacuLaire est représenté par l'affrontement des compartiments plus ou moins chevauchants de la bordure nord-est (failles d'Ayaviri, d'Arapa et de Chupa) et sud-ouest (failles de Pusi et de Calapuja) de la dépression centrale. Certains accidents semblent avoir eu un jeu sénestre, telles les failles de Maravillas (NW- SE) et les failles longitudinales NNW-SSE qui s'étendent entre le lac Ti- ticaca et Cuzco. Des décrochements transversaux de direction NS à NE-SW dextres pourraient représenter des directions conjuguées des décroche- ments sénestres NNW-SSE.

Dans l'ensemble, lachronologie des événements tectoniques "fini-mio- cènes" est loin d'8tre claire, tant: sur I.'Altiplano que dans la Cordillè- re Orientale et dans la zone subandine.

Rk A 169

Chapitre 3

LE PLUTONISME ANDIN

Le plutonisme andin n'a été abordé au cours de ce travail qu'au niveau cartographique. Je me contenterai donc de donner ici un très bref aper- çu sur les intrusions andines affleurant dans la Cordillère Orientale et sur 1'Altiplano. (Fig. 74).

De nombreux granites, que l'on croyait andins, s'étant révélés être d'âge permien supérieur (LANCELOT et al. 1978), l'importance du plutonisme andin s'est considérablement réduite au niveau de la Cordillëre Orientale.

Sur L'Altipiano, le plutonisme n'est abondant qu'à l'ouest de la dé- pression centrale. Dans le synclinorium de Putina et sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Orientale, il n'est représenté que par des intrusions et des stocks de taille généralement réduite. Dans la zone faîtière de la Cordillère Orientale et sur son flanc amazonien, le plutonisme est pratiquement absent. D'une façon générale, on peut distinguer :

- un plutonisme basique 2. intermédiaire représenté dans la Cordillère Orienta- le par des stocks, sills et dykes de taille décamétrique à hectométrique, et sur I'Altiplano occidental par des intrusions dépassant parfois 15 km de longueur.

- un plutonisme acide représenté par la micro-granodiorite de San Francisco, de Quenamari et par de petits stockset aykes de 2 à 3 km de long qui affleurent en grand nombre sur la bordure sud-ouest de la Cordillère Occidentale.

3.1 - LE PLUTONISME BASIQUE

I1 s'agit toujours de petits stocks hypovolcaniques, de dykes et de sills.

- Dans la Cordillère Orientale, on trouve de petits stocks dioritiques, à clinopyroxène et biotite, intrusifs dans les conglomérats et les volcanites du Groupe Mitu près de la Laguna Chungara (route de Macusani B Ayapa- ta). Au nord-est d I Ajoyani et de Crucero j 'ai trouvé d'autres stocks de même nature, et également des dykes et sills de basaltes B olivine intrusifs, soit dans le Mitu, soit dans le Crétacé. Pour certains d'entre eux un âge andin est établi, pour d'autres par contre, intrusifs dans le Mi- tu, un âge permien supérieur n'est pas exclu.

- Sur 1'Altiplano au sud-ouest de Juliaca (Hda Yocara) et de Pucara (Hda da- rachupa) les calcaires Ayavacas sont recoupés et métamorphisés par des ba- 170

14- + 3 1x7 4 5

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Fig. 74' - Les plutons andins du sud-est du Pérou. 1 - Grano-diorite du nevado Nevado San Francisco de Quenamari; 2 - Micro- diorites; 3 - plutons basiques; 4 - plutons intermé- diaires; 5 - stocks très acides (possiblement liés aux ignimbrites pliocènes du plateau de Quénamari et de Crucero): 171

saltes à augite et olivine. Les intrusions les plus abondantes sont repré- sentées par des massifs dioritiques pouvant dépasser 15 km de long et des stocks hypovolcaniques. Ils sont intrusifs dans le Groupe Puno et affectés par la tectonique "fini-miocène" ce qui permet de leur donner un ^age miocè- ne s.1.

3.2 - LE PLUTONISME ACIDE

Entre Macusani et Cojata, c'est-à-dire 2 l'ouest de la zone faîtiè- re de la Cordillère Orientale, un grand nombre de petits stocks hypovolcaniques 2 composition acide percent indifféremment les séries paléozoïques et mésozoïques. I1 s'agit généralement d'intrusions hectométriques 2 plurikilo- métriques, de forme arrondie, en amande ou en lame. Ce sont des roches clai- res, B gros feldspaths potassiques maclés (sanidine ?), à quartz bipyramidés, automorphes, corrodés et 2 petites paillettes de biotite souvent en voie de chloritisation; le tout est inclus dans une matrice finement quartzo-felds- pathique.

I1 s'agit d'intrusions récentes. Leurs caractéristiques pétrographi- ques, en particulier la présence de quartz bipyramidés, suggèrent une liaison avec les épanchements ignimbritiques de Macusani et de Quenamari datés B 4,2 MA par BARNES et al. (1969). Cépendant, ces stocks étant affectés par des failles décrochantes (2 jeu dextre au SSE de Macusani) probablement fini-mio- cènes, leur 8ge pourrait être Miocène supérieur (10 2 7 MA). - Cas de la micro-granodiorite de San F-rancisco de Quenamari (14'10's - 70°18'W) C'est un massif d'environ 7 km de long et 4 km de large, situé 3 25 km au sud-est de Macusani. I1 est constitué par une roche grano-dioritique à quartz automorphes, feldspaths corrodés, biotite altérée et tourmaline (P 286). L'ensemble a subi une altération pneumatolitique poussée qui a développé des minéralisations en chalcopyrite, malachite, blende, chalcosi- ne qu'on trouve en remplissage dans les fractures. On trouve également des oxydes de manganèse. L'analyse chimique de la roche (k) (CAFDEVILA et al.

' en préparation) met en relief la grande abondance de potasse et la pauvre- té en soude.

Le Permien inférieur est le terme le plus récent que recoupe la granodiorite de San Francisco de Quenamari. Un 8ge permien n'est donc pas exclu. Cependant, la présence de quartz bipyramidés et d'une minéralisation stanni- fère, qui en Bolivie est datée du Miocène, suggèrent indirectement que 1'8ge de la granodiorite est tertiaire.

(1;) Ech. P 286 : Sioz : 67,66 ; Alzo3 : 14,95 ; Fe203 : 3,74 ; Mn O : 0,lO MgO : 2,OO ; Ca O : 0,09 ; Na20 : 0,99 ; K2 O : 7,55 Ti02 : 0,39 ; P2 05 : 2,46. Total : 99,93. 172

CONCLUSION

Dans la zone étudiée l'importance du plutonisme andin est faible, contrairement à ce que l'on observe plus au NW (feuille de Sicuani et d'O- congate, ALTDEBAUD 1967 ; région d'Abancay, MAROCCO, 1977), ou plus au SE en Bolivie (Cordillère Réal , MARTINEZ 1978). Transversalement 2 la chaine, il montre également une nette tendance B diminuer en volume depuis la Cor- dillère Occidentale vers la Cordillère Orientale. L'âige de ce plutonisme semble être essentiellement miocène. Le manque de données pétrographiques et géochimiques rend aléatoire toute discussion sur ses possibles relations avec un éventuel plan de subduction.Sa mise en place semble s'être réalisée le long des grands accidents crustaux de la Cordillère Orientale. 173'

Chapitre 4

L'BVOLUTION PLI0 - QUATERNAIRE

L'évolution récente de la chaPne.des Andes correspond 2 la pé- riode postérieure à la phase "fini-miocène':, c'est-à-dire au Pliocène et au Quaternaire. Elle recouvre environ les 6 derniers MA.

Les Andes étant émergées, l'évolution récente sera entièrement continentale. Elle sera fortement influencée par une néotectonique-active et par un volcanisme important. Le fait le plus spectaculaire de cette néotectoni- que correspond à.un soulèvement qui, dans certaines régions, commencera dès le Pliocène supérieur et dans d'autres seulement au Quaternaire ancien (MARTINEZ, SUBIETA et TOMASI 1975).

La période plio-quaternaire,pour laquelle nous n'avons que peu de données précises, est mal connue dans le sud-est du Pérou. Elle est caracté- risée par des dépôts affleurant sur le pourtour du lac Titicaca et dans la Cordillère drientale. Dans l'Altiplano,ces dépôts ont fait l'objet d'études de la part de NEWELL (1949) et de DOLLFUS et al. (1966). A l'occasion de tour- nées dans la Cordillère Orientale, j'ai fait quelques observations qui seront exposées ci-dessous. Nous essayerons ensuite de les comparer et de les corré- ler avec celles, beaucoup plus abondantes et précises, réalisées dans le nord de la Bolivie par MARTINEZ et a1.(1975) et MARTINEZ (1978).

Les séries post-miocènes, peu ou pas déformées, affleurent largement sur l'Altipiano, sur le versant sud-ouest de la Cordillère Orientale et dans la zone subandine. I1 s'agit de dépôts volcaniques, lacustres, glaciaires ' et fluvio-glaciaires ainsi que d'immenses épandages détritiques caractérisant le piedmont amazonien. Ces dGpÔts reposent en discordance angulaire sur les sé- ries andines et pré-andines déformées par la tectonique fini-miocène. Leur base matérialise une surface d' érosion qui tronque les structures 'If ini-miocènes" et qui est connue depuis MAC LAUGHLIN (1924) sous le nom de "surface Puna",

4.1 - LA > (Fig. 75 et 76)

C'est une vaste surface d'aplanissement qui, dans le sud du Pé-' rou oìi elle est particulièrement bien exprimde, souligne le grand bombement ayant affecté les Andes au Plio-Quaternaire, Sur 1'Altiplano du Pérou et de la Bolivie, la surface Puna tronque nettement les structures de la phase "fini-miocène". Dans cette région, elle est conservée sous de grands plateaux ignimbritiques datés en Bolivie de 3 MA (MARTINEZ et al. 1975) et de 4,2 MA au Pérou (BARNES et al. 1969). Une datation récente (5,7 MA K/Ar, BELON et LEFEVRE 1976) des planèzes d'andésites basiques de Vilque (à 1"ouest de Puno) suggère que son ^age est approximativement fini-miocène. 174

I I I . .* .!. .v

Fig. 75 - Essai de représentation en plan de la déformation plio-quaternaire. La surface Puna sert de plan de référence et sa déformation est matérialisée par les courbes de niveau de l'enveloppe des sommets. L'épaisseur des dépôts plio-quaternaires est jugées négligeable.Les dénivelées brutales sont interprètées come résultant d'un compartimentage longitudinal. 1: faille normale probable.

ALT I PLA NO

Fig. 76 - Coupe transversale montrant la déformation de la surface Puna. Elle correspond essentiellement 3 un compartimentage par failles normales: la Cordillère Orientale, oÙ la surface Puna est montée . 5 plus de 5000 mètres, est largement en horst par rapport à l'Al- tiplano oÙ elle se retrouve SOUS le lac Titicaca à moins de 3500m. I Dans la Cordillère Occidentale son âge reste très discuté. Pour LAHARIE (1975), elle se serait constituée au cours du Miocène inférieur 2 moyen, avant les dépôts de la fi Huayllillas datée 2 12,5 MA par SALAS et al. (1966) et B 18,4 MA par BELON et LEFEVRE (1976). Ces divergences dans l'interprétation de l'bge exact de la surface Puna peuvent être surmontées : il semble que la "surface Puna" soit polygénique.

Elle résulterait de deux phases d'aplanissement successivesc La première surface, constituée au Miocène moyen, n'est conservée que sur le versant pacifique de la Cordillère Occidentale oìì la phase de compression "fini-miocène" ne l'a pas déformée. Sur l'Altipiano, dans la Cordillère Orien- tale et dans la zone subandine, seule la surface fini-miocène est reconnaissa- ble. Elle sera déformée au cours du Pliocène et du Quaternaire par une tectonique cassante (failles normales et décrochements ?) associée à des flexures et semble-t-il 2 des plis amples. En Bolivie, MARTINEZ et al. (1975) ont reconnu au moins deux épisodes compressifs, l'un pré 2,5 MA (Pliocène supérieur) l'autre intra-pléistocène. LAVENU (sous presse) vient de reconnaître une troi- sième phase de compression qui affecte les moraines récentes : c'est donc une phase quaternaire.

La 4ectonique cassante a morcelé la "surface Punatfpar un compartimentage NW-SE,\avec des horsts et des grabens très bien exprimés dans l'hltiplano. La dépression centrale du lac Titicaca correspond ainsi 2 un graben, bordé de failles normales, qui se met en place à partir du Pléistocène, (Fig. 75 et 76). Au Pliocène supérieur et au Pléistocène, la surface Puna est portée 2 une altitude importante dans la Cordillère Orientale. Dans la Cor- dillère Occidentale ce soulèvement est plus récent et probablement d'âge pléis- tocène (LAHARIE 1975). I1 est associé 2 un jeu de failles normales et 2 des flexures. I1 est souligné par un grand bombement affecté par des failles normales et par des flexures. Cependant, tant sur le versant pacifique que sur le versant amazonien, on peut observer des zones oÙ les crêtes dessinent une courbe continue sans grands abrupts, et oìì la surface Puna aurait simplement subi un bombement ou un basculement (PL.1).

4.2 - LES SERIES PLIO-QUATERNAIRES

4.2.1 - LES SfiRIES PLIOcQUATERNAIRES DE LA CORDILLkRE ORIENTALE (Fig. 77)

Dans la Cordillère Orientale, plusieurs petits bassins intra- montagneux 2 dépôts plio-quaternaires se sont installés au sud-ouest de la zone faîtière. I1 s'agit des bassins de Macusani, de Crucero, d'bnanea, et de Cojata, ce dernier se trouvant pour l'essentiel en territoire bolivien.

La formation de ces dépressions semble être en liaison avec des mouvements histensifs affectant la bordure sud-ouest de la Cordillère Orien- tale depuis le Pliocène inférieur. 176

Fig. 77 - Les dépôts plio-quaternaires du sud-est du Pérou. 1 - alluvions et dépôts kacustres quaternaires de 1'Altiplano (bassin du lac Titicaca); 2 - dépôts lacustres de la Fm Azan- garo; 3 - moraines récentes; 4 - dépôts lacustres et fluvio- glaciaires des dépressions de Macusani, Crucero, Ananea et Cojata; 5 - ignimbrites et basaltes pliocènes (4,2 5 5,7 MA); dépots plio-quaternaires du piedmont amazonien; 7 - glaciers; 8 - vallées en auge; 9 - vallées encaissées. 177

Dans ces bassins se sont déposées des séries continentales dont la plus complète est donnée par la coupe du bassin de Crucero (Fig. 78 1.

De bas en haut on distingue :

1- UNE SERIE VOLCANIQUE BASIQUE (p) Elle est représentée par des couldes basaltiques bulleuses de couleur noire, épaisses de plusieurs dizaines de mètres, qui affleurent 2 la base des ignimbrites au NW et au SE de Crucero (Hda Cay- coni) et Cerro Lintere (69'45' et 14'32').

2- UNE SERIE IGNIMBRITIQUE (Ig), de composition très acide, riche en quartz bipyramidés, qui surmonte les coulées basiques. De telles ignimbrites affleurent encore largement au sud-est de Crucero (150 km2) et surtout au nord-ouest de Macusani (FRANCIS 1959) oÙ elles forment le soubassement de la calotte glaciaire de Quenamari (500 km2). Elles ont été datées par traces de fission P 4,2 MA par BARNES et al. (1969). Au point derue morphologique, ces ignimbrites forment de grands plateaux,failles, souvent basculés de 5' P 20" (Hda Picotani et nord- ouest de Macusani). A l'ouest de la Hda Toma (20 km au sud de Cruce- ro), elles sont déformées en un synclinal très ouvert qui pourrait correspondre à une phase de compression pliocène. Le volcanisme ig- nfmbritique semble associé à de petits stocks (voir Chapitre précé- dent) sans forme définie et à des émissions fissurales (stocks en lames et de dykes au sud-ouest de Madusani).

3- UNE SERIE LACUSTRE VOLCANO-SEDIMENTAIRE (p) qui fait suite en concordance aux ignimbrites (Quebrada de Cayconi au NNW de Macusani). Elle comprend quelques dizaines de mètres d'argilites, diatomites et tufs reddposés de couleur blanchâtre comportant h la base quelques bancs lenticulaires de calcaires silicifiés. Cette série semble correspondre à un remaniement des ignimbrites sous-jacentes.

4- UNE SERIE (4') que nous appelons "conglomérats de Crucero" qui affleure sur la rive gauche de la Quebrada Cayconi, oÙ elle surmonte directement la sdrie volcanique basique. Le conglomérat est constitué par des galets bien roulés, de la taille d'un poing et il comporte des éléments de quartzites, de calcaire, d'andésite et de cinérites et des concrétions siliceuses de la série (p) lacustre. I1 est basculé de 15 h 20' vers le nord-ouest. 'Des conglomérats analogues, mais dont la position stratigraphique est moins bien définie affleurent 5 ou 6 km au sud-ouest de Crucero sur la rive gauche du rio Cullco. Des terrasses de 'conglomérats bien roulées se retrouvent dgaleuent à 20 km 2 1'ENE de Putina : elles reposent sur le Paléozoïque inférieur de la fenêtre de Putina et dominent d'une vingtaine de mètres le rio Ticani.

Les conglomérats de Crucero se sont installés sur une surface d'érosion qui recoupe localement les séries volcaniques p, Ig et vol- canolacustre (p). Cette légère discordance souligne peut-être un

I 4 78

événement compressif série intra-pliocène ou infra-pléistocène, qui pourrait correspondre h la déformation des ignimbrites P l'ouest de i la hacienda Toma (voir supra: série Ig). Les conglomérats (4') sont peut-être un équivalent des conglomérats des formacions Taraco et Purapurani de Bolivie (AHLFELD et BRANISA 1960, DOBROVOLNY 1962). Ils semblent correspondre à un important soulsvement affectant la bordure du bassin de Crucero.

5- UNE SERIE FLUVIO-GLACIAIRE (q") qui surmonte les conglomérats de Cru- cero et qui forme les grands glacis, à faible pente, des bassins de Macusani, Crucero, Ananea et de Cojata. C'est le témoin de la premiè- re glaciation reconnue dans le sud-est du Pérou. Elle pourrait correspondre à la glaciation IIT (Milluni) reconnue aux environs de La Paz dans le nord de la Bolivie (DOBROVOLNY 1962).

6- LES MORAINES RECENTES (q"') qui forment d'énormes appareils morainiques bien conservés sur le versant sud-ouest de la Cordillère Orien- tale. Sur le versant amazonien par contre, où les pentes sont très, fortes, les appareils marainiques sont beaucoup moins imposants mais descendent très bas : une forte crue glaciaire a laissé des traces de moraines et de rabotages jusqu'à une altitude de 3200-3500m.Ceci n'a rien d'exceptionnel puisque DOLLFUS et a1.(1966) signalent du ma- tériel morainique en place à 2800m sur le flanc amazonien de la Cordil- lère de Vilcabamba.

Des appareils morainiques très récents, beaucoup moins puis- sants, caractérisent la dernière crue glaciaire.

4.2.2 - LES SERIES PLIO-QUATERNAIRES DE LA REGION DE L'ALTIPLANO

La dépression centrale de l'Altipiano, occupée actuellement par le lac Titicaca, est une structure tectonique post-miocène (failles normales longitudinales). Une succession des formations plio-quaternaires de cette région a été donnée par NEWELL (1949).

En s'appuyant sur l'ensemble des données publiées, il semble que l'on puisse distinguer du bas vers le haut (Fig. 79):

1- UNE SERIE VOLCANIQUE PEU OU PAS DEFORMEE, postérieure h la phase "Quechua" (fini-miocène") : c'est le volcanisme Sillapaca attribué au Pliocène qui s'étend P l'ouest du lac Titicaca vers le Cordillè- re Occidentale. Des coulées basaltiques (Vilque et Umayo) faisant partie de ce volcanisme ont été datées de 5,7 MA par K/Ar (BELON et LEFEVRE 1976).

2- LA FORMATION ILAVE. Dans la région d'Ilave, sur le bord sud du lac Titicaca, DOLL- FUS et al. (1966) ont trouvé 2 la base de la terrasse t"' (la plus haute, sans doute équivalent la Fm Azangaro HEWELL 1949), une sé- rie volcanique et volcano-lacustre post-miocène. Elle est probable- 179

ment pliocène et susceptible de représenter un.équivalent des ignimbrites Sencca et de la Fm lacustre Capillune, bien conns dans la Cordillère Occidentale (AUDEBAUD et al, 1976).

3- LA FOWTION SORAJACHA (CABRERA et PETERSEN 1936). C'est un conglomérat à galets calcaires, affecté par des failles, qui affleure à quelques 25 km au nord-est de Juliaca près de Saman; ce conglomérat pourrait être équivalent aux conglomérats de la Fm Taraco de Bolivie (NEWELL 1943, p. 78).

4- LA FORMATION AZANGARO. I1 s'agit des dépôts d'un ancien lac : le lac Ballivian (MOON 1938). Ces dépôts sont appelés Fm Ulloma en Bolivie et sont consti- tués par plusieurs dizaines de mètres d'argiles et sables mal stra- tifiés. Des terrasses de cet épisode lacustre affleurent dans la ré- gion de Cabanilla, d'Arapa, entre Huancane et Putina et dans la ré- gion de Rosaspata (synclinorium de Putina). DOLLFUS et al. (1966) rattachent également 2 cette série lacustre ancienne, les terrasses t"' de la région d'Ilave.

Les dépôts du lac Ballivian (Fm Azangaro), les conglomérats Ta- raco (AHLFELD et BRANISA 1960, MARTINEZ 1978), sont contemporains de la mise en place de la dépression centrale de 1'Altiplano.

Les conglomérats souligneraient une forte drosior? consécutive à une phase cassante (distension ?I.

On trouve actuellement les terrasses de la Fm Azangaro entre 60 et 100 m au-dessus du niveau actuel du lac Titicaca. Elles fossilisent une entaille déjà profonde de la surface Puna au niveau du synclinorium de Putina.

5- LA FORMATION SACATIO. Ce sont des travertins calcaires, mis en évidence par NEWELL (1949), qui tapissent les pentes du flanc nord-est de la pépinsule de Capachica, le long de,la faille de Pusi. Leur pente est très forte et ils descendent jusqu'au bord du lac. Ceci suggère que leur mise en place, qui a débuté probablement avec le lac Ballivian, se poursuit encore aujourd'hui.

6- LES DEPOTS LACUSTRES DU LAC TITICACA, et les alluvions qui forment les grandes pampas~- absolument horizontales des alentours du lac Ti- ticaca. A Ilave, DOLLFUS et al. (1966) ont observé deux terrasses : une terrasse t" qui se trouve à 20 m au-dessus du lac Titicaca et une terrasse t' plus basse qui semble correspondre au niveau supé- rieur des transgressions récentes du lac Titicaca.

La terrasse t" peut correspondre P une ancienne transgression du lac Titicaca, peut-être équivalente aux dépôts du lac Minchin (MARTINEZ 1978). 180

SSE NNW

4400

4300

Fig. 78 - Coupe à travers les dépôts plio-quaternaires de la dépression de Crucero. p1-h2: Pennsylvanien et Permien inférieur; c: Crétacé; basalte f$ Ig Ignimbrites; p: série lacustre de Cayconé; 4': conglomérat de Crucero; q": f luvio-glaciare; q' I': moraines récentes.

BOLIVIE I PEROU

lac Titicaca

lac Minchin f" Ballivian = fi Ulloma

fm Char&a et Cgt Taraco f" Perez (2,5MA) fm 'erke ?hase intra-pl iocène Ignimbrites (5,4 MA) phase fini-miocène Mioche supérieur

CORDILLERE ORIENTALE

moraines récentes

C gt Pur apur ina

20 ~1.(ca~vaio) iléistocêne Ago-Ayo Toba Chi j ini( 2,5181A)

phase intraplioche , ?- D- Ignimbritesfacustre B 4,21A? A--- -I \:' - \LI- Lf< - IO G1. locale CC Pliocène La Paz(F) -, - .-.-.- , . Basaltes vv -, -... -. - vv phase fini-miocène -? (surface puna)

Fig. 79 - Essai de corrélation entre les séries plio-quaternaires du nord de,la Bolvie et du sud-est du Pérou. 181'

4.3. - CONCLUSIONS : ESSAI DE CORmLATION ENTRE LES SERIES PLIO-QUATERNAIRES DU SUD-EST DU PEROU ET CELLES DU NORD DE LA BOLIVIE

Les données disponibles ont permis d'établir un tableau de corréla- tion entre les séries plio-quaternaires de Bolivie (MARTINEZ et al. 1975; MAR- TINEZ 1978) et du Pérou. I1 ne s'agit bien sûr que d'une première approche qui pourra être largement précisée par des travaux plus détaillgs (Fig. 79).

Ce tableau fait ressortir :

1- L'existence de niveaux volcaniques et d'épisodes lacustres pliocènes défor- més par une phase d'âge pliocène supérieur,

2- L'existence d'un épisode conglomératique assez généralisé (Fm Taraco et Fn Sorajacha, sur l'hltiplano; J?m Purapurina et "Conglomérat de Crucero" dans la Cordillère Orientale) qui souligne une phase d'érosion consécutive B un soulèvement.

3- La possible corrélation entre les dépôts du lac Ballivian (Fm Ulloma et Fm Azangaro) de 1'Altiplano avec un important Gpisode glaciaire dans la Cor- dillère Orientale (séries fluvio-glaciaires du Pérou et Gl IIT Milluni en Bolivie).

4- La corrélation entre les dépôts du lac Titicaca et les glaciations récentes ' dans la Cordillère Orientale.

Etablir des corrélations entre les séries antérieures 2 l'gpisode conglomératique devient plus hypothétique. Pour le moment tout ce que l'on peut dire, c'est que la série basique, les ignimbrites et la série volcano- lacustre de Crucero sont pliocènes.

183

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PLANCHE I

LE PALEOZOIQUE INFERIEUR DE LA CORDILLERE ORIENTALE

1 "- Série siluro-dévonienne (Fm Ananea); essentiellement schisteuse, de la lagune Rinconada au nord-est d'Ananea (flanc sud-ouest de la Cordil-

1 lère Orientale, vue vers le nord-ouest), Les couches présentent des pendages généralement faibles, vers le nord-est et le sud-ouest et correspondent à des flancs de plis fortement déversés vers le sud-ouest. Une schistosité de flux, iì faible pendage vers le nord-est, est plan axial à ces plis.

2.- La Cordillère Orientale est connue sous le nom de Cordillère Apolobama- ba au niveau de la frontière Pérou-Bolivie, (vue vers le nord, prise 2 partir du territoire bolivien). Au premier plan : le glacis fluvio-glaciaire d'Ulla-Ulla (4500-4700 m) qui correspond au Pérou au bassin plio-quaternaire de Cojata. Au deuxième plan : des collines de schistes siluro-dévoniens (Fm Ananea). A l'arrière plan : des sommets englacés constitués de Siluro-Dévonien (Fm Ananea) et de Caradocien (quartzites de la Fm Sandia) formant la zone faîtière de la Cordillère d'Apolobamba (5500 à 6000 m d'altitude).

3.- Vue panoramique (vers le sud-est) sur le flanc amazonien de la Cordillè- re Orientale. Au premier plan, les flancs des crêtes montrent. des couches redressées d'ordovicien constitué de Caradocien dans la partie ouest (quartzites de la Fm Sandia) et de Llanvirnien dans la partie est (schistes à graptolites de la Fm San José). Ces séries forment de grands plis pluri-ki- lométriques à plans axiaux subverticaux. En arrière plan, on distingue les sommets enneigés de la Cordillère Apo- lobamba. 197 PL. I 198

PLANCHE II

-LE MATERIEL PALEOZOIQUE.

1.- Le niveau glacio-marin de la base du Silurien : Fm Zapla, 2 Carcelpunc- CO sur le rio Inambari (lame 468 x 5 linéaire). Il est de nature très quartzeuse et comporte des éléments métamorphiques ou plutoniques de grande taille contenus dans une matrice à éléments plus fins non clas- sés.

2.- Faciès continental du Mississipien au nord-ouest du lac Titicaca. (Col de la route de Lampa 2 Pucara). C'est un matériel terrigène cons- titué par des bancs de grès grossier, montrant des stratifications en- trecroisées.

3.- Rhacopteris sp. (?) récolté au point nommé ci-dessus.

4.- Fusulines (non déterminées, lame 472 x 5 linéaire) trouvées au nord-est du Cerro Surupana (quebrada Jaquitira). Elles sont contenues dans un banc de calcaire intercalée dans les couches rouges du Groupe Mitu (Per- mien supérieur). 199 PL. II 200

PLANCHE III

DISCORDANCES EOHERCYNIENNES

1.- Discordance de la Hacienda Tariachi à l'ouest de Juliaca (vue vers l'ouest). Les couches verticales du Paléozoyque inférieur (probablement du Dévonien) sont recoupées par une surface d'érosion et recouvertes en discordance angulaire par des grès et des lutites du Missis- sipien et par des volcanites acides rouges post-mississipiennes et pré- crétacées (volcanites Mitu ?).

2.- Discordance de la Hacienda Huertas, au sud de Cabanilla (vue vers le sud). Sur le flanc de la colline on distingue des bancs de grès et des lutites du Dévonien inférieur et moyen formant un synclinal 1 plan axial légèrement déversé vers le nord-est. Cette structure est recoupée par une surface d'érosion et recouverte en discordance (juste sous la crête) par un conglomérat rouge permo-jurassique et par les séries crétacées réduites de L'Altipiano .(Fig.24 et 54). 20 1 PL. III 202

PLANCHE IV

LA TECTONIQUE EOHERCYNIENNE.

1.- Amorce du flanc sud-ouest d’un grand pli éohercynien (d’échelle kilomé- trique) dans les quartzites du Caradocien, en amont de Sandia (vue vers le ‘nord-ouest).

2.- Plis en chevrons, à plans axiaux verticaux et schistosité redressée, dans les schistes.à graptolites de l’Ordovicien moyen (Fm San José), entre Sandia et San José.

3.- Schistosité de flanc inverse, à pendage nord-est, dans les séries quart- zeuses du Caradocien entre Cuyo-Cuyo et Sandia. Elle est de flux dans les niveaux les plus fins.

4.- Schistosité de flux verticale dans les plis en chevrons de l’Ordovicien moyen affleurant sur le chemin de Para à Tambo-la-Mina (nord-est de Lim- bani). 203 PL. IV 204

PLANCHE V

LES SCHISTOSITES HERCYNIENNES

1..- Schistosité de fracture éohercynienne dans les quartzites de l'ordovicien supérieur affleurant à l'est de Patambuco (lame 445, x 5 linéai- re).

2.- Schistosité de flux éohercynienne, dans les schistes siluro-dévoniens près de la lagune Pacharia (nord-est d'Ananea), reprise par une phase tardive (éo ou tardihercynienne) donnant des kink-bands redressés (lame 398, x 5 linéaire).

3.- Schistosité 2 de strain-slip (éohercynienne ?) dans les schistes de la boutonnière de Paléozoïque inférieur au nord-est de Putina (lame 405, x 5 linéaire).

4.- Schistosité de fracture tardihercynienne affectant au sud du Cerro Ya- naccacca (nord-est de Putina) les calcaires à fusulines du goupe Copa- cabana (Permien inférieur, lame 190, x 8 linéaire). 205 PL. v 206

PLANCHE VI

LE METAMORPHISME ASSOCIE AU GRANITE SYNTECTONIQUE DE SAN GABAN (Vallée de San Gaban, entre Ollachea et la Punta)

1.- Série schisteuse oÙ l'influence du granite de San Gaban se traduit par l'apparition de biotite brune. La lame mince (lame 331, x 5 linéaire) montre que la cristallisation de la biotite s'est réalisée en plusieurs temps : certaines d'entre elles sont étirées (avec queues), donc préco- ces, d'autres sont statiques sur la foliation sériciteuse donc post-foliation.

2.- Pli de phase 2 (kink-bands) : lame Pl C5 - 71, x 5 linéaire, échantillon F. MEGARD) . La foliation métamorphique (phase 1) est soulignée par l'allongement des lamelles de muscovite qui forment l'essentiel de la lame. La biotite et l'andalousite sont étirées dans la foliation et. reprises par une phase 2 de kink-bands associés à une schistosité de fracture.

3.- Andalousite synschisteuse en gros cristaux (lame P1C5 - 71, x 5 linéaire, échantillon MEGARD). Une phase 2 2 kinks affecte la matrice sériciteuse sans pénétrer dans le cristal d'andalousite.

4.- Andalousite et biotite brune dans une matrice séricito-schisteuse (lame 330, x 6 linéaire). L'andalousite bien cristallisée, synschisteuse, est affectée par une phase 2. Les biotites sont en partie précoces, synschisteuses et en partie statiques sur la foliation, parfois même sur La schistosité 2, ce qui tend 2 montrer que la phase 2 est subcontemporaine de la phase 1. 207 PL. MI 208

PLANCHE VII

LE MAGMAT ISNE PERMO -TRI AS I QUE

1.- Nevado Allinccapacc (5850 m environ) : vue vers le nord-ouest 3 partir du sommet du Nevado Chichiccapacc (Photo O. HARTMANN). Les sommets et les pics de ce massif sont constitués par des volcanites et quelques intercalations volcano-détritiques du Groupe Mitu. Ces sé- ries ont subi un métamorphisme de contact provoqué par la montée de la syénite de Macusani dont le toit affleure surtout au fond des vallées.

2.- La zone faîtière de la Cordillère Orientale : vue vers le sud-est B partir du sommet du Nevado Chichiccapacc (photo O. .HARTMANN). Au premier plan \ le versant sud du Nevado Chichiccapacc constitué par des volcanites Mitu percées par quelques stocks de syénite.

Au deuxième plan : au sud-est de la lagune Chungara, les sommets sont constitués : . à l'est (pics enneigés) par le granite de Coasa d'âge Permien supé- rieur, intrusif dans les séries redressées du Carbonifère et du Per- mien inférieur. . au centre et 5 l'ouest (sommets sombres) le Groupe Mitu constitué par des séries volcano-détritiques surmontées par d'épaisses séries volcaniques.

En arrière plan : les sommets enneigés des nevados de la région d'Arico- ma et de la Cordillère Apolobamba. 209 PL. VI1 210

PLANCHE VIII

LE MAGlllAT I SIIE PERNO -TR I AS I QU E .

1 .- Paléo-lave acide du Groupe Mitu (lame 761, x 4 linéaire). Feldspaths alcalins dans une fine matrice microlitique, riche en oxydes de fer.

2.- Phonolite en coulée et en sill (lame 293, x 3 linéaire, route de Macusa- ni à Ollachea). Cristaux automorphes de néphéline et de feldspaths alcalins dans une fine matrice microlitique contenant de nombreuses petites géodes à cristaux d'albite, d'aegyrine ou d'augite aegyrinique et de barkévicite.

3.- Syénite de Macusani (lame 3620, x 5 linéaire, route de Macusani B Olla- chea). La roche tectonisée contient de la ngphéline en grands cristaux craquelés, de petits cristaux de leucite (?), des feldspaths alcalins, de la biotite, de la barkévicite et de l'augite aegyrinique.

4.- hiicrosyénite ou phonolite très cataclasée (lame.310, x 4 linéaire). La roche a acquis une orientation tectonique marquée; on ne distingue plus que quelques cristaux de néphéline et de feldspaths potassiques segmen- tés et étirés. 21 1 PL. VILI 212

PLANCHE IX

LE MAGMATISME DU PERMEN SUPERIEUR.

1.- Le leucogranite de la lagune Quelléré (lame 339, x 5 linéaire). I1 est constitué par du quartz et par des feldspaths alcalins. Les feldspaths potassiques sont albitisés. Les micas sont absents. La présence de structures pegmatitiques montre qu'il s'agit d'une intrusion hypersolvus (hte to>.

2.- L'adamellite de Limbani (lame 391, x 5 linéaire). Cette intrusion est riche en microcline, albite, oligoclase, orthose et biotite chloritisée. La roche a subi une intense déformation (andine) à froid.

3.- Granite de Coasa (lame 381, x 5 linéaire). Roche à gros cristaux de feld- sphaths potassiques automorphes perthitisés, plagioclases an 1 O/ 15 m8- clés et zonés, quartz xénomorphe et biotite brune souvent chloritisée. Les feldspaths sont déformés (kinks).

4.- Granite de Coasa (lame 386, x 5 linéaire). Faciès cataclasé recueilli B l'entrée de Coasa. Feldspaths alcalins perthitiques (microcline abondant), albite, quartz cassés, biotite chloritisée. 213 PL. IX 214

PLANCHE X

LA TECTONIQUE ANDINE SUR L'ALTIPLANO.

1.- Bord sud-ouest du synclinal de Coata constitué par les couches rouges du Groupe Puno (Oligocène). La photo est prise en direction du sud-est et prend le synclinal en enfilade. A l'ouest, la discordance fini-éocè- ne, entre les séries du Groupe Puno (1) et le Crétacé-Eocène, est cache- tée par les dépôts plio-quaternaires horizontaux des "pampas".

2.- Une structure de la nappe de Pirin vue vers le sud-ouest : le pli cou- ché à tête plongeante d'Urcunimuni (voir Fig.60 ). Les collines qui émergent en arrière plan, au-dessus des I'pampas'I, sont constituées par les couches rouges du Groupe Puno (Oligocène) formant le synclinal de Coata. 215

PL. x 216

PLANCHE XX

LA TECTONIOUE ANDINE

Alti pl ano occi dental - Cordi 11ère Occi dental e.

1.- Discordance angulaire "fini-éocène", à l'ouest de la lagune Saracocha, région de Lagunillas (vue vers l'ouest). Les couches du Groupe Lagunillas, à pendage sud-ouest, sont recouvertes en discordance par un conglomérat rouge, à olistolites de calcaire Aya- vacas, que j'attribue au Groupe Puno s.1. (Oligocène).

Cordi 1 1ère Ori ental e : 1 es écai 1 1 ages d ' Usi cayos

2.- La cataclase liée 5 la genèse des écailles d'Usicayos (lame L.17, x 6 linéaire). L'écaillage d'Usicayos est associé au niveau du Paléozoïque supérieur et partculièrement du Pennsylvanien à un dynamométamorphisme qui se traduit en lame mince par une cataclase intense provoquant une foliation (schistosité 1, andine) avec recristallisation de chlorite et une silicification des débris de fossiles.

3.- Schistosité 2 de fracture, plan axial de plis en chevrons (d'âge miocë- ne probable) au nord d'Usicayos, près d'un site de ruines pré-incaïques. Elle affecte les marnes et'les grès verts épimétamorphiques du Pennsyl- vanien des écailles d'Usicayos.

4.- Même schistosité 2 de fracture (lame 21, x 5 linéaire) en lame mince. 217. BL. XI Imprimi eil Frunce Imprimerie JOUVE, 17, rue du Louvre, 75001 PARIS Dépôt légal : 4e trimestre 1978 OFFICE DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE ET TECHNlQUE OUTRE-MER

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