Transcript of Tectonica andina y su componente cizallante
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ORBASA 1 EAPIG-UNC TECTNICA ANDINA Y SU COMPONENTE CIZALLANTE
Alusivo al norte del Per Orlando Bazn Santa cruz Universidad
Nacional de Cajamarca, Av. Atahualpa 1050, Cajamarca
obazans@unc.edu.pe INTRODUCCIN La Cordillera de los Andes es una
mega morfoestructura que se extiende paralela al borde Oeste de la
placa Sudamericana con una extensin de 7000 km. y con alturas de
hasta 6000 msnm. En el Per, la Cordillera de los Andes se presenta
bien definida, con una orientacin NW-SE; sin embargo es notoria la
presencia de dos deflexiones importantes, coincidentes con los
cerros de Illescas en el norte y pennsula de Paracas en el sur, a
la altura de 6 Sur, la deflexin de Huancabamba cambia la orientacin
de la cordillera a NE-SW y a los 14 Sur, la deflexin de Abancay
cambia la orientacin de la cordillera a WNW - ESE. Adems de stas
existen otras deflexiones, la deflexin de Cajamarca (7 30 S) y la
deflexin de Arica Santa Cruz (18). Transversalmente, la Cordillera
Andina presenta diversas unidades morfoestructurales (Costa,
Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera Oriental y zona
Subandina) y su ancho oscila entre 250 km. en la regin Norte y
Centro de Per hasta 500 km. en la frontera entre Per, Chile y
Bolivia (Marocco, 1980; Bernard Dalmayrac, 1988; Tavera y Buforn).
El origen de los Andes es una consecuencia de la actividad
tectnica, producto de la subduccin de la placa ocenica de Nazca
bajo la placa continental de Sudamrica (Dewey y Bird, 1970; James,
1971). Esta es la primera observacin que debemos tener en cuenta,
la subduccin de placas no es ms que el producto de la convergencia
de dos placas una con mayor densidad (en este caso la placa
ocenica) y una con menor densidad (la placa continental), por lo
general se asocia el lmite convergente de placas a una zona de
compresin, si hablamos de compresin debemos imaginarnos dos bloques
que viajan en la misma direccin y en sentidos opuestos uno hacia el
otro generando un esfuerzo principal capaz de plegar y fallar
formando estructuras perpendiculares a esa direccin. Para nuestro
caso la direccin referida sera SW-NE, que forma estructuras con
direccin NW-SE, que es la orientacin preferente de la Cordillera,
entonces cabe preguntarse Cmo se formaron las deflexiones de
Huancabamba, Abancay, Cajamarca y Arica? Es necesario suponer que
no existe slo una compresin, a menos que las mencionadas
deflexiones se hayan formado antes de la Cordillera de los Andes y
sta slo se adapt a las estructuras preformadas. Si observemos
estructuras ms locales, por ejemplo, si realizamos un cartografiado
geolgico en un rea de la regin de Cajamarca encontramos un conjunto
de pliegues de rocas cretcicas que se orientan con rumbo Andino,
cortados por fallas inversas con el mismo rumbo, suponemos que
estas estructuras se formaron por los mismos esfuerzos y al mismo
tiempo que se iba formando la Cordillera de los Andes, puesto que
para su formacin es necesario esfuerzos compresivos con direccin
transandina, y stos seran los de la convergencia de placas; pero
adems estas fallas posen una componente de desplazamiento
horizontal como la falla Cajamarca y la falla Punre, pero tambin se
encuentran otras fallas transcurrentes con orientacin transandina,
la formacin de stas se puede atribuir a la diferente litologa, y su
diferente respuesta a los esfuerzos generando zonas de cizalla pero
segn Woodcock y Shubert, 1994 las fallas de rumbo son, por lo
general, de alto ngulo y la estratificacin de bajo ngulo, por lo
que las anisotropas de la roca son menos condicionantes de la
estructura. Por lo que es necesario considerar una componente de
cizalla o una cupla de esfuerzos.
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ORBASA 2 EAPIG-UNC Este trabajo es una investigacin bibliogrfica en
la que se ha recopilado ms de un ciento de investigaciones y
publicaciones de carcter local, nacional e internacional, algunas
de las cuales estn citadas en las Referencias Bibliogrficas, con la
pretensin de explicar la componente de cizalla que se ha producido
en la evolucin de la Cordillera de los Andes y su implicancia en la
presencia de estructuras de rumbo transandino en el norte del Per.
Para lo cual intentaremos explicar la dinmica de la placa de Nazca
a lo largo del tiempo, puesto que es la principal causante de la
formacin de la cordillera de los Andes, as mismo la evolucin de la
Tectnica Andina en sus diferentes episodios compresivos, luego
intentaremos comprender la formacin de la deflexin de Huancabamba y
su influencia en la evolucin de la Cuenca de Lancones; para
finalmente detenernos a explicar la evolucin del Frente Andino
Oriental que nos ayudar a comprender la componente cizallante de la
Tectnica Andina. DINMICA DE LA PLACA DE NAZCA Las rocas ms antiguas
que se encuentran en el territorio peruano corresponden a los
perodos Precmbricos, como remanentes de antiguas cordilleras, cuya
historia, para los investigadores, le es difcil de descifrar pues
se ha perdido informacin geolgica. En aquellos tiempos pretritos el
Continente Sudamericano, formaba con frica, Oceana, India y la
Antrtida, el Continente Gondwana, el mismo que fue parte de otro
continente an mayor denominado Pangea que abarcaba un 40% de
corteza terrestre baada por el nico ocano llamado Panthalasa, que
probablemente se rompi en el periodo Permo- trisco. Esta ruptura
separa hacia el Norte el Continente de Laurasia y al Sur el
Continente de Gondwana, emplazndose entre ellos el mar de Thetis.
En Gondwana, la separacin de Amrica del Sur de Africa, se produce
entre el Jursico- Cretcico (Cretcico inferior), dando lugar a la
apertura del Atlntico Sur y a la deriva de Sudamrica hacia el
Oeste. Para ese entonces la placa de Nazca aun no exista; basndose
en las anomalas magnticas registradas dentro de la placa del
Pacfico, los cientficos han explicado el crecimiento de sta, desde
un ncleo pequeo hasta su tamao actual, gracias al movimiento de al
menos tres antiguas placas Izanagi, Faralln y Phoenix (Aluk)
siempre alejndose de la placa Pacfico durante el Cretceo (Figura 1)
Figura 1. Configuracin de las placas para 121 Ma (figura modificada
de Atwater, 1989) A inicios del Cenozoico 60 Ma entre las placas
Pacfico y Amrica Norte y Sur exista la placa faralln que se consuma
subduciendo debajo del continente americano, mostrando una rotura
gradual en pequeas placas que se desaparecan y colapsaban en las
zonas de subduccin, esta rotura empieza a darse en el Oligoceno (30
Ma) (Atwater, 1989) dando origen a la placa de Vancouver (la futura
placa Juan de Fuca) al norte de las fracturas de Pioneer y
Mendocino (despus Murray), la Placa Guadalupe al sur de la fractura
de Murray y la placa Nazca en el sur, donde la dorsal de galpagos
empieza a actuar sobre los 25 Ma (Hey, 1977; Handschumacher, 1976).
Durante el Negeno y Cuaternario las placas sufrieron
reorganizaciones as entre el 12.5 11 Ma (Mioceno medio) el segmento
entero entre 2930N y 2330N de la dorsal Pacfico-Guadalupe
desaparece al intersectar la zona de subduccin. En el sur la dorsal
sigui activa girando en el sentido horario creando una ancestral
dorsal Pacfico Este reemplazando a la dorsal Pacfico-Guadalupe. La
ahora reducida placa de Guadalupe evolucion en dos: Rivera y Cocos
(Figura 3), la nueva dorsal
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ORBASA 3 EAPIG-UNC Pacfico-Rivera gir del NW al NE y la dorsal
Pacfico Cocos se volvi activa sobre los 11 Ma (Atwater, 1989)
despus de ste periodo muere la dorsal Galpagos. Figura 2.
Configuracin de las placas para 65 MA y 37 MA Figura 3.
Configuracin de las placas para 25 MA y 11 MA Por su parte la placa
de Nazca se subdividi en las ltimas reorganizaciones producidas en
el Pleistoceno (Churchill Vela, 2009) formando tres bloques
independientes (Figura 5), el bloque Nazca Sur se ubica frente a
las Costas del Sur del Per y todo el territorio Chileno, al Sur de
la Falla de Paracas. Se extiende con los mismos lmites del extremo
sur de la pretrita Placa de Nazca, desciende en subduccin por
debajo del Bloque Continental Sur Per-Chile. El bloque Nazca Centro
se ubica frente a la Costa Centro-Norte del Per. Est limitada entre
la Falla de Paracas (Falla de Pisco) y la Falla del Golfo de
Guayaquil. Este bloque a su vez est conformado por los subbloques
de Lima y Trujillo divididos por la Falla Activa de Mendaa. Y el
bloque Nazaca Norte que se ubica frente a las Costas del Ecuador y
Centro-Amrica, al norte de la Falla del Golfo de Guayaquil. Figura
4. Estructuras de Amrica del Sur. Figura 5. Macro estructuras de
los andes centrales del Per y Placa de Nazca (Churchill Vela, 2008)
El trabajo realizado por Federico Pardo-Casas y Peter Molnar en
1987 muestra que entre las anomalas 30-31(68.5 Ma) y 21 (49.5 Ma)
la placa de Nazca (Faralln en ese entonces) parece haber rotado
sobre un polo al sur de Sudamrica tanto que converga con Sudamrica
en el norte pero no en el sur. Esta convergencia no era tan rpida,
y en la parte central de los Andes puede haber existido una gran
componente de desplazamiento transcurrente
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ORBASA 4 EAPIG-UNC (cizallante) dextral, por lo que se considerara
una convergencia oblicua (N65E- N85E). Despus de la anomala 21 los
cambios en la direccin relativa de convergencia eran pequeos hasta
la anomala 13 (35.58 Ma) donde se produce un giro horario hasta la
anomala 6, produciendo una convergencia oblicua (S75E- S80E)
provocando en los Andes Centrales una componente cizallante
sinestral. Luego se da un giro antihorario a partir del cual la
direccin de convergencia (N75E) se mantiene uniforme hasta la
fecha. Segn Pardo-Casas y Molnar, el ratio de convergencia entre
las placas de Nazca y Sudamrica no era constante, a la altura de
Per la convergencia fue ms rpida sobre los 50 y 42 Ma, entre las
anomalas 21 y 18, y a lo mejor por unos pocos millones de aos antes
y despus de este intervalo. Los ratios llegaron a 164 65 mm/a en el
Ecuador y 154 58 mm/a a 10S. El ratio de convergencia promedio
antes de los 20 Ma fue relativamente bajo, slo 55 28 mm/a a 10S y
decreciendo hacia el sur a lo largo de los Andes. El ratio de
convergencia entre lo 36 y 26 Ma tambin fue relativamente bajo 50
30 mm/a a 10S en Per y 35 25 mm/a a 40S en Chile. Desde 26 Ma, el
ratio promedio ha sido alto a lo largo de todos los Andes: 110 8
mm/a a 10S y 112 8 mm/a a 40S. Puede haber existido otras
variaciones en los ratios de convergencia, como un ratio ms alto
entre 10 a 20 Ma que en los 5 a 10 Ma. El periodo ms importante de
reorganizacin en la cinemtica de placas se produce durante el
Oligoceno superior. Este periodo est caracterizado por el
fracturamiento progresivo de la placa Faralln, correlacionados
posiblemente con la disminucin y estabilizacin de la oblicuidad de
la convergencia desde el Mioceno inferior. Figura 6. Posiciones de
la placa de Nazca (Faralln), a travs del tiempo geolgico,
interpretando mediante anomalas magnticas. (Pardo-Casas y Molnar,
1987) Tabla 1. Edades asignadas a las Anomalas Magnticas
(Pardo-Casas y Molnar, 1987) ANOMALA EDAD (Ma) 5 10.59 6 19.90 7
25.82 10 30.03 13 35.58 18 42.01 20 45.41 21 49.55 25 58.94 30-31
68.47 31 69.40 32 73.55 33 80.17 34 84.00 Segn Rubn Somoza y Marta
E. Ghidella la historia de la convergencia en el margen occidental
de Amrica del Sur puede dividirse en tres etapas que
aproximadamente corresponden al Cretcico Tardo-Paleoceno, Eoceno
medio-Oligoceno y Cenozoico Tardo. La etapa ms joven (26-0 Ma) est
dominada por la subduccin de la placa de Nazca, y de Antrtida en la
parte ms austral del continente. Durante esta etapa, los polos de
intervalo de las rotaciones Nazca-Sudamrica estn localizados cerca
de la costa de la Tierra de Wilkes en Antrtida Oriental, y por lo
tanto describen una convergencia ligeramente oblicua en
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ORBASA 5 EAPIG-UNC localidades del margen andino. El inicio de la
etapa se caracteriza por un fuerte incremento en la velocidad de
convergencia, cuando esta alcanz los valores ms altos conocidos
para el Cenozoico, para luego decrecer en los ltimos 10 millones de
aos. Mediciones cinemticas en base al Sistema de Posicionamiento
Global (GPS) indican que la velocidad de convergencia contina
decreciendo en el presente (ej. Norabuena et al. 1999). La etapa
47-28 Ma corresponde a la subduccin dominante de la placa Faralln,
aunque es posible que en los tiempos ms tempranos de la etapa haya
entrado en subduccin otra placa (Phoenix) en la parte ms austral
del continente. Los polos de intervalo de la etapa se ubican en el
ocano Atlntico, un poco al este de las islas Sandwich del Sur, lo
que determina una direccin de convergencia ms oblicua que la
correspondiente a la etapa ms joven antes descrita. La etapa 47-28
Ma se caracteriza por una velocidad media de convergencia
relativamente estable, con magnitudes similares a las del ltimo
intervalo de la etapa ms joven. El comienzo de la etapa 47-28 Ma es
contemporneo con una profunda reorganizacin de placas en el sudeste
del Pacfico (Cande et al. 1982), que tambin condujo al inicio de la
subduccin de la placa Pacfico en el este de Australia (ej. Mller et
al. 2000). El final de la etapa coincide con la ruptura de la placa
Faralln (Herron y Heitzler 1967). El polo de rotacin para el
intervalo 56-47 Ma se ubica en el Pacfico, cerca, pero al oeste, de
la fosa en latitudes de la Pennsula de Taitao. Esta posicin
respecto a la fosa (al oeste) determina una oblicuidad de
convergencia completamente diferente (a opuesta) a la del resto de
las reconstrucciones Cretcico Tardo - Reciente. Los polos de
rotacin obtenidos para los intervalos 56-68 Ma y 68-72 Ma, en
cambio, se ubican en el continente (al este de la trinchera), lo
cual predice oblicuidades ms parecidas a las de etapas ms jvenes.
Como se mencion arriba, estos polos se ubican cada vez ms al norte
cuanto ms antiguo es el intervalo. En una inspeccin evolutiva, la
migracin de los polos de intervalo hacia latitudes cada vez ms
altas indica una reduccin progresiva del segmento del margen donde
la reconstrucciones predicen divergencia entre Faralln y Sudamrica,
es decir de la zona donde no habra habido subduccin de Faralln.
Estos segmentos del lmite de placas, donde las reconstrucciones
predicen divergencia entre Faralln y Sudamrica, corresponden a la
extensin mnima de la fosa Phoenix-Sudamrica durante cada intervalo.
Asimismo, la migracin hacia el sur de los polos de intervalo
sugiere una migracin hacia el sur de la triple unin
Faralln-Sudamrica-Phoenix, posiblemente con una velocidad no menor
a los 20 cm/ao. La fbrica tectnica de este fragmento de litsfera ha
permitido a Somoza y Ghidella evaluar la cinemtica Pacfico- Phoenix
(ellos utilizan el nombre de Aluk) para aquellos tiempos, y por
inferencia la cinemtica contempornea de Phoenix -Antrtida (DeMets
en Gordon y Jurdy 1986, McCarron y Larter 1998), les permite
ensayar una estimacin de la cinemtica Phoenix -Sudamrica a travs de
Antrtida. Durante el Cretcico Tardo Paleoceno, la convergencia
entre Phoenix y Sudamrica habra sido rpida, del orden de los 10
cm/ao en el extremo austral del continente, lo que sugiere que en
aquellos tiempos haba un fuerte contraste de velocidades de
convergencia en la zona de la triple unin Faralln-Sudamrica-
Phoenix, con velocidad lenta al norte y rpida al sur de la triple
unin. La direccin de convergencia Phoenix -Sudamrica habra sido
cercana al E-O (ESE-ONO?), lo cual es consistente con una
orientacin SO-NE de la dorsal Phoenix-Faralln, como haba sido
predicho por Cande y Leslie (1986). Esta configuracin y el
contraste de velocidades de convergencia a ambos lados de la triple
unin sugieren que la edad de la corteza ocenica que entraba en
subduccin debera crecer ms rpido hacia el norte que hacia el sur de
la triple unin. De todas maneras, la proximidad de la dorsal seala
subduccin de litsfera ocenica joven en extensos segmentos del
margen.
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ORBASA 6 EAPIG-UNC Figura 7 Figura 7: Historia de la convergencia
cenozoica entre Nazca (Faralln) y Amrica del Sur observada en la
latitud 22 S (norte de Chile, arriba) y 12S (Per central, abajo)
realizado por Rubn SOMOZA y Marta E. GHIDELLA. Se ilustra el
promedio de la velocidad de convergencia para cada intervalo, los
parmetros para el Cenozoico Temprano. Las lneas punteadas en las
etapas ms antiguas reflejan la incertidumbre derivada de los
cambios en la convergencia predicha y la falta de registros en la
placa de Nazca para verificar estos cambios. La estrella indica la
velocidad instantnea medida mediante GPS (Norabuena et al. 1999).
La punteada en el intervalo ms joven presenta una evolucin de
velocidad de convergencia alternativa que satisface la medicin
instantnea y el valor promedio entre 4,9 y 0 Ma, ntese que el rea
debajo de ambas curvas es la misma. En la parte superior del
diagrama se muestra la direccin de convergencia predominante de
Nazca (Faralln) hacia Sudamrica (fija) para cada intervalo.
EVOLUCIN TECTNICA ANDINA La cordillera de los Andes constituye una
de las cadenas de montaas ms impresionantes del planeta. Los Andes
se encuentran situados sobre una zona de convergencia entre las
placas ocenicas Nazca y Cocos las cuales subductan debajo de la
placa continental de Amrica del Sur. Jordan et al (1983) divide la
Cordillera de los Andes en tres segmentos: - Los Andes
Septentrionales: Se extiende desde Venezuela (12N) hasta el Norte
del Per (4S), este segmento resulta de la interaccin de la placas
Caribe, Cocos, Nazca y Panam. Los Andes Septentrionales
occidentales responden a fenmenos ligados a la acrecin de
fragmentos de corteza ocenica y de arcos insulares producidos
durante el Cretceo superior y Paleoceno estn ligados al
levantamiento de series Paleozoicas deformadas y terrenos
precmbricos. - Los Andes Centrales: Se prolongan desde el Norte de
Per (4 latitud S) hasta Argentina (40 latitud S). La estructuracin
de este segmento resulta de la subduccin de la placa ocenica
Nazca/Faralln debajo de la placa continental Sudamericana. La parte
Sur de los Andes Centrales est caracterizada por la presencia del
Altiplano, la cual se desarrolla entre las cordilleras Occidental y
Oriental. La parte Norte de los Andes Centrales se articula
nicamente sobre una gran cordillera (Occidental/Oriental) generando
en su borde oriental una basta cuenca de Antepas. - Los Andes
Meridionales: Se desarrollan entre 40 y 55 de latitud S. Este
segmento es interpretado como resultado de la subduccin de las
placas Nazca, Antrtica y Scotia debajo de la placa
continental.
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ORBASA 7 EAPIG-UNC Figura 8. Divisin de la Cordillera de los Andes
Palacios et al En el Per en las rocas paleozoicas, se puede
reconocer la Orogenia Calednica en el Noroeste y la Orogenia
Hercnica en la Cordillera Oriental, con dos ciclos sedimentarios:
uno en el Paleozoico inferior y otro en el Paleozoico superior,
culminando cada uno de ellos con una fase de deformacin. Se
reconoce as como Fase Eohercnica la primera de ellas (340 M.A.),
como Fase Tardihercnica la segunda (280 M.A.), y como Fase
Finiherciniana la ltima. (Bernard Dalmayrac, 1988). En las rocas
mesozoicas y cenozoicas se reconoce el Ciclo Andino, comprendiendo
en l varias etapas de sedimentacin y varias fases de deformacin,
siendo las principales de ellas, tres fases tectnicas definidas por
Gustav Steinmann (1929), Fase Peruana ocurrida en el Cretcico
superior, luego la Fase Incaica en el Eoceno - Oligoceno, seguida
despus por la Fase Quechua (Mioceno) y otras en el Plioceno y
comienzos del Cuaternario. Cabe muy poca duda que Steinmann estuvo
inspirado por el concepto expuesto en el libro de Stille cinco aos
antes. Benavides-Cceres considera que la Cordillera de los Andes es
el resultado de tres grandes ciclos geodinmicos: Precmbrico,
Paleozoico Temprano a Trisico Tardo y Trisico hasta la actualidad.
El ltimo ciclo incluye una primera fase del Trisico Tardo temprano
Senoniano, que era bsicamente extensional y de atenuacin cortical.
En el Cenozoico esta fase se caracteriza por la repeticin de los
pulsos de compresin y la presencia a lo largo del margen
continental de un arco magmtico con una intensa actividad plutnica
y volcnica. Durante esta fase, una secuencia de episodios de
compresin: Peruana (84-79 Ma), Incaica I (59-55 Ma), Incaica II
(43-42 Ma), Incaica III (30-27 Ma), Incaica IV (22 Ma ), Quechua I
(17 Ma), el Quechua II (8-7 Ma), Quechua III (5-4 Ma), y Quechua IV
(Pleistoceno temprano) formaron tres fajas plegadas y corridas
importantes. Para Pardo-Casas y Molnar (1987), los periodos de
rpida convergencia correlacionan notablemente bien con dos de los
periodos de alta actividad tectnica en los Andes Peruanos; la Fase
Inca (Eoceno tardo) y la Fase Quechua (Mioceno Plioceno). Las
correlaciones de rpida convergencia entre la Placa de Nazca y
Sudamrica corresponde a tiempos en que el plegamiento y fallamiento
inverso eran particularmente activos y las de baja convergencia
cuando la actividad tectnica ha estado relativamente quieta. Figura
9. Grfico de los ratios promedio de la convergencia de placas en
funcin del tiempo. Pardo-Casas y Molnar (1987)..
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ORBASA 8 EAPIG-UNC FASE MOCHICA Despus de la depositacin de las
secuencias sedimentarias y volcnico-sedimentarias del
Jursico-Cretcico medio; en el Albiano superior- Cenomaniano
Temprano, se da inicio a la formacin de la Subduccin de la Placa
Faralln por debajo de la Placa Sudamericana y del levantamiento
precoz de la Cuenca Peruana, la cual corresponde a su vez, a la
primera abertura del atlntico sur a nivel de las placas de Amrica y
Africa; (Pindell et al 1990). Estos primeros eventos compresionales
ocasionaron una serie de pliegues distribuidos en la regin costera
y parte de la Cordillera Occidental del Norte del Per (W. S.
Pitcher et al, 1975; F. Megard, 1984), los cuales se hallan
asociados a gabros sintectnicos que a su vez son cortados por
intrusiones granitoides del Batolito de la Costa. FASE PERUANA La
Fase Tectnica Peruana, es un evento de deformacin compresional, que
afecta principalmente la Costa, Cordillra Occidental y el
Altiplano. Durante el perodo de compresin de la Fase Peruana, se
habran producido reas de debilidad por fracturas a nivel del frente
andino, lo que habra facilitado el subsecuente emplazamiento del
Batolito de la Costa cortando las series plegadas mesozoicas. La
fase peruana comenz en la margen peruana durante el Coniaciano
basal, culmin durante el Campaniano superior, y fue seguida por una
remisin durante el Maestrichtiano (Etienne Jaillard, 1992). De un
punto de vista tectono-sedimentario, se pudo establecer la
siguiente cronologa: Coniaciano basal: llegada abrupta de material
detrtico arcillos; levantamiento y erosiones locales, ms marcadas
en el Sur y el Oeste; Coniaciano superior-Santoniano basal: dbiles
deformaciones locales, levantamiento de la zona costera, y
aislamiento de la cuenca marina oeste- peruana; la emersin casi
general del Santoniano superior es debida a la conjuncin de una
regresin eusttica y del levantamiento progresivo de la margen sin
deformaciones importantes, y es seguida por una transgresin de
origen eusttico en el Campaniano medio; Campaniano superior:
cabalgamientos y deformaciones en el Suroeste del Per,
generalizacin de la sedimentacin de Capas Rojas en la parte este de
la cuenca occidental, e inicio de la sedimentacin arenosa en la
cuenca oriental. El Maestrichtiano es un periodo de calma tectnica
expresado por transgresiones marinas breves las cuales cubrieron la
cuenca oriental. La paleografa del Maestrichtiano muestra que la
cuenca oriental se converta en la cuenca de antepas de los
incipientes Andes. En el ecuador la Fase Peruana es una etapa de
deformacin compresiva calificada como una inversin tectnica de
rgimen transpresivo dextral (Baby et al., 1999). En la regin
oriental se evidencia un hiato sedimentario regional desde 85 a 73
Ma (Rivadeneira, 1996; Jaillard et al., 1999) entre los miembros
Napo superior y Tena inferior (Baldock, 1982). Estas evidencias
indican que la colisin y acrecin del plateau ocenico Pallatanga
ocurri durante esta fase (Litherland et al., 1997; Pratt et al.,
1998; Dunkley y Gaibor, 1998), dando como resultado la formacin de
la zona de sutura Calacal Pujil Palenque (Boland et al., 1997).
Figura 10. Mapa estructural del Ecuador, modificado de Winkler et
al. (2002)
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ORBASA 9 EAPIG-UNC FASE INCAICA (TECTNICA INCA) Es la fase ms
importante del ciclo andino, afecta principalmente a los segmentos
Norte y Central del Per que presentan una deformacin ms que el Sur.
Benavides-Cceres subdivide en cuatro Eventos (Inca I Inca IV). El
Paleoceno superior est marcado, a nivel del Pacfico Sur, por una
modificacin de la direccin de convergencia. Esta modificacin
constituye el primer evento del periodo de reorganizacin de la
geometra de las placas a la escala del planeta que caracteriza el
Eoceno. La crisis tectnica Inca I (59-55 Ma) coincide con un cambio
de direccin y con un aumento de la velocidad de convergencia entre
las placas Faralln y sudamericana que se producen alrededor de la
anomala 25 (Pilger, 1984; Pardo-Casas y Molnar, 1987). Esta fase
est caracterizada por el intenso plegamiento (fajas de orientacin
NO SE) y fallamiento (rumbo NE) en rocas sedimentarias del Cretceo.
Como resultado de esta fase, discordantemente a las rocas
mesozoicas, se inicia la depositacin de los Volcnicos Llama (55 Ma;
Benavides, 1999; Noble et al. 1990). La reconstruccin de
Pardo-Casas y Molnar (1987) determinan una fuerte velocidad de
convergencia para el periodo que va de algunos millones de aos
antes de la anomala 21 a algunos millones despus de la anomala 18.
El periodo de fuerte velocidad cubrira el Eocene inferior y medio,
es decir correspondera a una subduccin plana (Carlotto et. al) y
coincidira con el inicio del evento tectnico Inca II considerada
como la principal fase de acortamiento de los andes peruanos, que
desarrolla principalmente el cinturn intensamente deformado y
plegado al este de la Cordillera Occidental. Las estructuras
incaicas de esta parte fueron profundamente recortadas por erosin
subsiguiente y cubiertas discordantemente ms hacia el noreste por
conglomerados y rocas volcnicas datadas de alrededor de 40 M.A. (D.
C. Noble y otros, 1974, 1979). La Fase Inca II, se caracterizo por
una deformacin compresiva cuya mxima expresin se sita hacia los 43
42 Ma (Noble, et al, 1988 1989). Hay un aumento de la velocidad de
convergencia, la deformacin afecta a todo el basamento sedimentario
Cretceo, originando plegamientos subpararelos de direccin WNW ESE y
fallas inversas de tendencia NW a WNW. Seguida de esta fase inicia
la depositacin del Volcnico Chilete, Formacin Porculla. La Fase
Inca III (30 27 Ma), coincide con disminucin de la tasa de
convergencia durante el Oligoceno, dando como resultado la
disminucin del vulcanismo, la direccin de convergencia a rotado en
sentido horario hasta E W, producto de la ruptura de la placa
Faralln. La ltima Fase Incaica (Fase Inca IV, 23 22 Ma).
Corresponde al reinicio de la alta convergencia de placas. Se
produce el magmatismo que se asocia al primer evento de
emplazamiento de sistemas porfirticos en Cajamarca (Camus, 2007),
que se hospedan en rocas mesozoicas deformadas. Uno de los
principales factores que control el magmatismo (plutonismo
volcanismo) en el norte del Per, fue la direccin del movimiento de
las placa tectnica ocenica (placa de Nazca) y sus diferentes
razones de convergencia. Antes del Mioceno la placa de
Nazca/Faralln tena una direccin de convergencia NE (Pardo-Casas y
Molnar, 1987) y la convergencia actuaba alternadamente entre
razones altas y bajas. Estas razones se desarrollaron a su vez
paralelo a las fases tectnicas Inca II y III (Benavides-Cceres).
Fue durante el Mioceno temprano que la actividad magmtica se
reinici. El magmatismo se encontr temporalmente ligado a la fase
Inca IV (22 Ma; Benavides-Cceres) y est acompaada de una alta razn
de convergencia. La caracterstica tectnica ms importante del
Mioceno temprano fue la rotacin en sentido del reloj de la direccin
de convergencia de la placa de Nazca (Pardo-Casas y Molnar, 1987)
(Figura 6). Los sistemas porfirticos de la regin de Cajamarca por
su distribucin espacial, sentido de evolucin geocronolgica y sus
similitudes geoqumicas se relacionan un comn control estructural
regional, la Falla Punre Canchis (Raymond Rivera, 2008). El origen
de la falla Punre-Canchis (Quispe et al., 2007) se piensa est
relacionada al Tectonismo de placa. El comportamiento inicial de
esta falla regional fue de rumbo con sentido dextral, con una clara
componente compresional. Es durante el Mioceno temprano que debido
al giro en sentido del
- 10.
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ORBASA 10 EAPIG-UNC reloj de la direccin de convergencia de la
placa de Nazca, que la falla Punre-Canchis se reactiva. La
caracterstica principal de la reactivacin de la falla es que cambia
su sentido de movimiento a un comportamiento sinestral, con una
fuerte componente compresional, pero adems con una clara componente
tensional en las zonas de inflexin de la falla. (Figuras 11 y 12).
Estas zonas de inflexin sujetas a un esfuerzo tensional se habran
comportado como zonas de menor presin y seran propicias para el
emplazamiento de los sistemas porfirticos. (Figura 13B) Figura 11.
Sentido del movimiento del sistema de fallas Punre-Canchis durante
el Palegeno (modelo Riedel). Raymond Rivera Cornejo, 2008 Figura
12. Sentido del movimiento del sistema de fallas Punre-Canchis
durante el Mioceno (modelo Riedel). Raymond Rivera Cornejo, 2008
Figura 13. Comportamiento de la falla Punre-Canchis en sus zonas de
inflexin durante el Palegeno (A) y el Mioceno (B). Raymond Rivera
Cornejo, 2008 En el Ecuador la fase tectnica Inca se pone en
evidencia por los siguientes argumentos: (1) entre 34 37 Ma en la
Costa se registra un hiato sedimentario (Bentez, 1995), (2) en la
Cordillera Real existe una alta taza de exhumacin entre 43 y 30 Ma
(Spikings et al., 2000), (3) en el rea de la cuenca de Cuenca se
depositan los sedimentos con el aporte de la Cordillera Real de la
Formacin Quingeo (Hungerbhler et al, 2002) y (4) entre 42 y 37 Ma
se tiene una alta taza de convergencia (150 mm/a) en una direccin N
70 (Pardo Casas & Molnar, 1987). Todos estos criterios indican
que la Unidad Macuchi se acrecion al continente en forma oblicua,
durante el Eoceno tardo, deformando al Grupo Angamarca, la Unidad
Yunguilla y emplazando tectnicamente escamas de la Unidad
Pallatanga al interior de las mismas. Esta segunda acrecin ocurri a
lo largo de la falla Chimbo Cai entre 2 S y 3 S y a lo largo de la
falla Toachi Toacazo entre 0 S y 1 S (McCourt et al, 1997; Dunkley
y Gaibor, 1998; Boland et al., 2000)
- 11.
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ORBASA 11 EAPIG-UNC FASE QUECHUA El perodo tectnico Quechua
corresponde a una aceleracin de la convergencia entre la placa
Nazca y la placa sudamericana, despus del cambio de direccin de
convergencia a los 26 Ma (anomala 7). Esta convergencia se
caracteriza por una tasa importante, superior a 8 cm/a hasta 11
cm/a a los 10S y una direccin casi perpendicular a la fosa
Per-Chile. Para Sbrier y Soler (13), durante este paroxismo
tectnico (perodo Quechua) el desplazamiento de la placa
sudamericanana hacia el oeste (tasa de abertura rpida del Ocano
Atlntico ecuatorial) est compensado por el acortamiento de los
Andes. Durante la fase Quechua se form la superficie de erosin
Puna, notoria en el flanco Oeste y Este de la cordillera
Occidental; en las cordilleras mismas la superficie desaparece bajo
una gruesa cubierta de productos volcnicos Pliocuaternarios. Este
perodo se caracteriza por una intensa actividad magmtica efusiva e
intrusiva. Tectnicamente este perodo corresponde a la estructuracin
de los Andes tal como se presentan hoy en da, debido a un largo
perodo de deformacin en compresin que afecta los Andes centrales en
su totalidad. Benavides-Cceres tambin subdivide esta Fase en 4
eventos (Quechua I Quechua IV) aunque otros autores slo consideran
tres. La fase tectnica Quechua I (Mioceno Temprano) se describe
bien en el Per central dnde existen evidencias de la reactivacin de
la Faja Plegada del Maran (Soulas, 1977), y en el norte del Per
dnde los volcnicos sub-horizontales del Mioceno Temprano (Volcnico
San Pablo) estn cubriendo a las rocas plegadas del Mesozoico y
Cenozoico (Noble, y otros, 1990). El anlisis estructural sugiere
que el acortamiento fue aproximadamente E-W (Soulas, 1977). La Fase
Quechua II (Mioceno Medio) tambin est bien documentado y sigue la
direccin de acortamiento del Quechua I (Mgard, 1984). Esta fase
culmina con la depositacin del Volcnico Huambo (9- 5 Ma)Realmente
la faja plegada y sobreescurrida Subandina, que originalmente se
pens era principalmente de edad Miocenica Tarda (Quechua III), es
el resultado de la deformacin episdica que involucr las tres fases
de deformacin Quechua como lo sugiere la deformacin de las molasas
asociadas (Aleman y Marksteiner, 1997). Desde tiempos del Plioceno,
los Andes se levantaron por lo menos 3,000 metros. La Faja Plegada
y Sobre-escurrida del Subandino contina su propagacin al antepas.
Sin embargo el alto andino y las tierras bajas del Pacfico
experimentaron fallas de rumbo e inversin de fallas (Sbrier y
Soler, 1991). El ltimo evento de la Tectnica Quechua (Quechua IV)
conocida por algunos autores como Fase Tectnica Pliocena es la
responsable de la totalidad del levantamiento de los Andes, el
mayor levantamiento se ha producido en el Plio-Cuaternario; segn B.
Dalmayrac et al. (1988), dicho levantamiento es del orden de 200
m., el cual es evidenciado por el encajonamiento profundo de los
valles andinos. En el Ecuador, en la Cordillera Real se tiene una
alta taza de exhumacin entre 23 y 15 Ma. Pudiendo ser el efecto de
un cambio en los vectores de subduccin de placas durante el Mioceno
temprano (Spikings et al., 2000). Una alta razn de exhumacin en la
Costa refleja la existencia de un evento tectnico conocido como
fase Quechua I. Alrededor de 9.5 Ma se tiene una inversin tectnica
en el rea de antearco, reflejando el inicio de la compresin Este
Oeste (Hungerbhler et al., 2002). En la Cordillera Real alrededor
de 9 Ma existi una reactivacion de fallas con dezplazamiento
alrededor de 1.5 km en el Terreno Loja. La falla de los Llanganates
pudo haber sido reactivada en rgimen compresivo con un
desplazamiento vertical (Spikings et al., 2000). Todo indica la
existencia de una nueva fase tectonica denominda Quechua II. En el
Mioceno tardo un cinturn volcnico contnuo, localizado
aproximadamente a lo largo del frente volcnico actual. Se considera
en base a esta evidencia que una fase tectnica actu hace 5 Ma,
evento conocido como fase Quechua III. En el lmite inferior del
Cuaternario, se produce una de las principales etapas de inversin
tectnica de la Cuenca Oriente, siendo responsable del levantamiento
de la Zona Subandina, evento que levanta toda la columna
sedimentaria de la cuenca Oriente, la que involucra hasta lahares y
terrazas Cuaternarias. Esta fase tectnica es conocida como Quechua
IV, la que viene ocurriendo desde hace 2 Ma.
- 12.
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ORBASA 12 EAPIG-UNC Figura 14. Cuadro Geocronolgico, Estratigrfico
y Tectnico de Cajamarca, ORBASA - 2013
- 13.
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ORBASA 13 EAPIG-UNC LA DEFLEXIN DE HUANCABAMBA Y LA CUENCA DE
LANCONES La Deflexin de Huancabamba es una megaestructura de
deformacin cortical ubicada en la regin noroccidental del Per,
entre los departamentos de Piura, Cajamarca, Tumbes y parte de
Amazonas. Constituye el eje de transicin de los Andes centrales a
los Andes septentrionales. Esta morfoestructura Cretcica se form
por influencia de un rgimen de esfuerzos transpresivos que se
desarrollaron durante el Cretceo y palegeno por la acrecin de
bloques alctonos que hoy conforman los Andes del Norte, entre estos
bloques tenemos el macizo Amotapes-Tahun, el terreno Chaucha y el
terreno Pallatanga-Pin, esta colisin sucesiva tambin influenci en
la formacin de la cuenca Lancones. Figura 15. Configuracin de la
transversal de Huancabamba a fines del Cretceo, que reproducen la
reparticin actual de las placas (J. Aubuin, Lehman 1980) La cuenca
Lancones se sita en el noroeste del Per, y se extiende al sur del
Ecuador, donde se le conoce con el nombre de cuenca Celica.
Constituye una estructura alongada de rumbo NE-SO. Se encuentra
limitada al oeste y norte por el macizo paleozoico AmotapesTahun y
por el este por el complejo metamrfico Olmos-Loja. Coincide
aproximadamente con la zona de transicin entre los Andes Centrales,
sin acrecin de terrenos o bloques ofiolticos, y los Andes del
Norte, que han sufrido obduccin y/o acrecin de terrenos ocenicos
y/o continentales (Mourier et al., 1998). Est rea es la clave para
entender el comportamiento tectnico de la margen andina y de
terrenos alctonos (Serrones et al., 1993). El modelo asumido para
la evolucin magmtica de la cuenca Lancones se originara a partir de
un rift con orientacin NNE SSO, bajo un rgimen extensional ubicado
dentro de una margen continental que se form en el Albiano, hasta
una cuenca marginal que fue producto de la separacin entre Gondwana
y Laurasia, evidenciados por estudios de sedimentologa,
estratigrafa y geoqumica (Scotese, 1991; Tegart et al., 2000; Ros,
2004; Winter, 2008; Kennan y Pindell, 2009). Figura 17. Modelo
geotectnico para la formacin de la cuenca Lancones entre 105 y 100
Ma, periodo en el cual se originan los depsitos tipo VMS como
Tambogrande. Winter (2008). Estudios paleomagnticos realizados en
la cuenca de Lancones muestran que en ella ocurre un giro
progresivo de cerca de 90 en sentido horario entre el Neocomiano y
el Cretceo superior (Mourier et al, 1988), que se ajusta a un
rgimen de cizalla dextral este-oeste (Aspden et al. 1995; Kennan y
Pindell, 2009). Este giro correspondera al cambio de rumbo del
flanco norte de la Deflexin de Huancabamba con respecto al rumbo
del flanco sur; la cuenca transit desde una direccin axial
norte-sur hasta una posicin noreste (Ros, 2004).
- 14.
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ORBASA 14 EAPIG-UNC Una serie de eventos colisionales post rift a
lo largo del norte de los Andes, en Ecuador y cerca de la cuenca
Lancones, contribuy a un componente adicional de rotacin en sentido
horario (Mitouard et al., 1990). El terreno alctono Amotape fue
transportado hacia el norte y adosado en el Cretcico inferior con
tendencia al noreste por fallas dextrales desarrolladas durante la
rotacin en sentido horario (Mourier et al., 1988). luego llega y se
acreciona en sentido dextral, el terreno Chaucha, causando: Intensa
interrupcin, fragmentacin y rotacin de la serie costera Paleozoica
metamrfica del dominio Amotape-Tahun; Desarrollo del sistema de
suturas Portovelo-Girn-Peltetec y la melange de Chaucha; a
consecuencia de esto se abre el rift tipo pull-apart y magmatismo
bsico (toletico) formando la cuenca de Lancones. Durante el Cretceo
tardo Paleoceno, llega y se acreciona dextralmente el terreno
Pallatanga-Pin, causando: el desarrollo de la sutura
Jubones-Pallatanga-Pujil; Contina la rotacin/deformacin del dominio
Amotape-Tahun y el sistema de fallas Portovelo- Girn; Inversin
parcial/rejuvenecimiento de la porcin norte de la cuenca de
Lancones (Oscar Palacios et al.). Y en el Eoceno superior y
Oligoceno inferior con la acrecin en este margen del arco de la
isla de Macuchi, dirigi la configuracin final del terreno (Huges y
Pilatasig, 2002; Spikings et al., 2005). (Figura 16) Figura
16.Dominios lito-tectnicos del sur del Ecuador y norte del Per.
(Oscar Palacios et al.) El macizo Amotapes-Tahun es un bloque
microcontinental del Paleozoico que limita la parte occidental de
la cuenca Lancones, y corresponde a un bloque alctono de acrecin
continental derivado del modelo evolutivo establecido para la
margen occidental de Gondwana (Mourier et al., 1988; Aspden et al.
1995; Jaillard et al., 2000; Sempere et al., 2002; Winter, 2008;
Kennan y Pindell, 2009). Figura 17. El macizo Amotapes-Tahun es un
bloque microcontinental del Paleozoico. Morante et al. 2012 En este
bloque afloran rocas metamrficas de edad paleozoica intruidos por
granitoides trisicos del Macizo de Illescas, Paita y los Cerros de
Amotape. Todo este conjunto pertenece a un mismo bloque parautctono
de corteza continental del terreno Amotape-Tahun (Bellido et al.,
2009) Los granitoides del tipo S de edades 2201,5 Ma y 2392 Ma son
el resultado de la fusin de metasedimentos de la corteza
continental superior en relacin con un evento tectnico extensional.
En el Cretcico inferior este bloque colisiona a la margen
continental Per-Ecuador. (Carlotto et al., 2009) (Figuras 17
23).
- 15.
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ORBASA 15 EAPIG-UNC Figura 18. El terreno Amotape-Tahun que tiene
entre 132 a ~110 Mase acreciona al continente sudamericano durante
el Cretcico inferior. Morante et al. 2012 La acrecin del bloque
Amotapes-Tahuin, transportada por una Paleoplaca Pacifica provocara
el bloqueo de la subduccin asociada al arco Jursico (Figura 19) y
la naciente de una nueva zona de subduccin al oeste, cuya geometra
se reflejara en el arco AlbianoCretcico superior (Mourier, 1988)
Figura 19. Esquema estructural, mostrando la posicin del arco
volcnico del Jursico superior-Neocomiano y la posicin del bloque
Amotape. Salcedo et. al. 2012 Figura 20.Esquema estructural,
mostrando la colisin del bloque Amotape y la migracin del arco
volcnico jursico a una posicin ms occidental (arco volcnico
Lancones) de edad cretcica. Salcedo et. al. 2012 Despus de la
acrecin del terreno de AmotapeTahun a lo largo del segmento norte
del Per se produce la rotacin del bloque hacia la derecha del
Complejo Olmos. La margen peruana se convierte en una zona de
subduccin, mientras que el margen ecuatoriano de sistemas
transversales noreste se convierte en una transcurrente dextral.
Esta modificacin originara en el noroeste del Per y suroeste de
Ecuador una estructura de rumbo axial N-S que dara origen a la
formacin de la cuenca Lancones que se presenta a partir de grbenes
extensivos relacionados a la subduccin a lo largo de una margen
continental, originados por un rgimen de cizalla dextral este-oeste
observado en el complejo metamrfico del oro en Ecuador (Aspden et
al. 1995) con un continuo fallamiento dextral del terreno de
Amotape. (Figura 21)
- 16.
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ORBASA 16 EAPIG-UNC Figura 21. Formacion de la cuenca Lancones y
fallamiento dextral del bloque Amotapes Tahun. Morante et al. 2012
Figura 22. Terminacin del rifting marginal, acrecin de placa
ocenica Pallatanga en el Ecuador. Morante et al. 2012 Figura 23.
Modelo tectonoestratigrfico actual del rgimen tectnico transpresivo
en los Andes del Norte. Morante et al. 2012 Mourier et al. (1988)
mediante estudios de paleomagnetismo concluyen que existi una
rotacin total de 110 en sentido horario sobre las rocas paleozoicas
del bloque AmotapeTahun (Figura 24) junto con un movimiento
latitudinal hacia el Norte. Un complejo bsico pre-albiano formado
por pillow lavas, flujos de lava y brechas descrito por Mourier et
al. (1988, ha sufrido una rotacin horaria total de 94 y las
formaciones volcnicas que sobreyacen inconformemente a dicho
complejo bsico de basamento han sufrido una rotacin horaria de 63 y
son equivalentes con las rocas del arco volcnico AlbianoSenoniano
de la Fm. Celica reportadas por Jaillard et al. (1999) y
redefinidas como Cretcico Superior por Egez & Poma (2001).
Durante el Terciario se produce una rotacin horaria postcretcica de
35 en una intrusin. Estos datos permiten notar que entre el
Cretcico Superior y parte del Terciario Inferior se produjo una
rotacin de al menos 59 (Mourier et al., 1988).
- 17.
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ORBASA 17 EAPIG-UNC Figura 24. Perodos de rotacin del Bloque
Amotape. Durante el Paleozoico al pre-albiano se produjo una
rotacin horaria de aproximadamente 16, en el perodo pre-albiano
hasta Cretcico Superior de produjo una rotacin horaria aproximada
de 31 y finalmente en el perodo Cretcico Superior Terciario una
rotacin aproximada de 63, haciendo un total de 110. Resumido por
Pedro Reyes a partir de Mourier et al. (1988) Dentro de un rgimen
extensional donde se desarrollara el arco AlaoPunta de Piedra se
separaran parte de los terrenos metamrficos del sur de la
Cordillera Real junto con una rotacin horaria de 16 dando origen al
bloque Amotape (Figura 25a). La colisin del plateau Pin Pallatanga
durante el Campaniano sera responsable de la acrecin y plegamiento
del terreno Alao en la parte norte de la Cordillera Real, mientras
que en la parte sur se producira la mxima rotacin horaria del
bloque Amotape (59) bajo un rgimen extensional an vigente, donde se
desarrollara la Fm. Celica. El subsiguiente movimiento y traslacin
postCretcico del terreno PinPallatanga en direccin NNE (Figura 25b)
explicara el resto de la rotacin Terciaria del bloque Amotape (35)
y la incorporacin dentro de dicho bloque de ciertos fragmentos
ofilticos que segn datos geoqumicos reportados por Bosch et al.
(2002) indicaran una afinidad de plateau basalto (OIB) para algunas
rocas de alta presin del Complejo Metamrfico Raspas. Estos
fragmentos podran corresponder a relictos cretcicos del terreno
Pin-Pallatanga emplazados tectnicamente y acrecionados lateralmente
en el bloque Amotape. Figura 25. Esquemas tericos sobre la evolucin
Cretcica de la Cordillera Real y el Bloque Amotape. (a) La colisin
del plateau Pin Pallatanga causara la interrupcin del volcanismo en
el arco volcnico Alao, pero permite la continuidad del volcanismo
en la parte sur por medio de un rgimen extensivo. (b) La migracin
del plateau Pin Pallatanga en direccin NNE adiciona fragmentos en
el bloque Amotape y genera una zona de melange al Norte del mismo.
La rotacin final se completa en este perodo. Reyes, P. (2008).
- 18.
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ORBASA 18 EAPIG-UNC Mientras que en la cuenca Lancones al menos se
desarrollaban tres etapas de depositacin (Salcedo et. al. 2012), la
fase de 100 a 105 Ma levantamiento por colisin de bloque Amotape,
inicio de la sedimentacin con primeros pulsos magmticos. Fase de 91
a 99 Ma inestabilidad tectnica con la sedimentacin de una potente
serie turbidtica continua al magmatismo. Y la fase de 70 a 65 Ma.
Cierre de la cuenca e inicio de la deformacin. (Modificada de
Winter, 2008) Figura 26. Fases de la evolucion de la Cuenca
Lancones (Winter, 2008; modificado por Salcedo et. al. 2012) FRENTE
ANDINO ORIENTAL El Frente Andino Oriental representado como Sistema
de fallas Cauca Romeral en Colombia y Venezuela (Germn Chicangana,
2005; Grosse, 1926; Campbell, 1968) y Falla Golfo de Guayaquil en
el Ecuador y norte de Per (Churchill Vela, 2008) divide los andes
septentrionales o bloque Nor Andino de los Andes Centrales. El
bloque Nor Andino (Pennington, 1981) est formado por rocas
continentales y ocenicas adicionadas al continente, tal como
hablamos en el apartado anterior. Se encuentra limitado al Norte
por el Cinturn Deformado del Caribe Sur; al occidente por la fosa
Ecuador Colombia Panam; al Este y Sur por el Frente Andino
Oriental, este ltimo lmite est formado por una serie de fallas
transpresivas dextrales de carcter regional que se extiende desde
Ecuador (Golfo de Guayaquil) hasta Venezuela (Ego et al. 1996). La
velocidad relativa de movimiento del Bloque Nor Andino es de 8.7
mm/a en direccin N35E respecto a Sudamrica (Trenkamp et al., 2002).
Figura 27. Esquema de la geodinmica en el Noroeste de Sudamrica.
Modificado de Penington (1981). El Frente Andino Oriental
representa una zona de debilidad importante durante la historia
geolgica de la regin norandina y corresponde a varios fenmenos
tectnicos superpuestos, de los cuales los principales representan
un tectonismo de estilo alpino, de edad cretcica, al cual se
superpuso una tectnica de cizallamiento, con grandes fallas de
rumbo removilizadas durante todo el Cenozoico (Toussaint y
Restrepo, 1984).
- 19.
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ORBASA 19 EAPIG-UNC Los sentidos y magnitud de los diversos
desplazamientos de rumbo han sido ampliamente discutidos,
principalmente porque la direccin de las fallas es subparalela a la
direccin de la gran mayora de las unidades litolgicas y, as, los
desplazamientos aparentes no son claros. Inicialmente, se supuso un
movimiento dextral para el sistema (Feininger, 1970; Irving, 1971;
Hall et al., 1972) basndose en un aparente desplazamiento de los
terrenos premesozoicos de la zona de Puqu, a lo largo de la falla
Espritu Santo en Colombia. Sin embargo, basado en el estudio de la
geometra de micropliegues en charnelas verticales, en una falla del
Sistema Romeral, se postul un desplazamiento sinestral (Toussaint y
Res-trepo, 1977) para el perodo actual, que ha sido apoyado, por
varios estudios geofsicos. Los estudios paleomagnticos de Mac
Donald (1980) indirectamente apoyan un movimiento sinestral
reciente. Sin embargo, el Frente Andino Oriental puede haber tenido
un comportamiento complejo, con cambios de sentido de movimiento,
en funcin de los cambios de direccin de convergencia de las placas
que actuaron en los Andes Septentrionales, tal como ha sido
postulado por algunos autores como Feininger y Bristow (1980) y
James (1985). As Germn Chicangana (2005) propone que partir del
Plioceno Superior, con el acrecentamiento del Bloque Costa Rica
Panam Choco en la esquina noroccidental de Colombia (Figura 35), se
presenta una inversin en la transcurrencia en el sistema de fallas
Romeral entre los 4 y los 7,5 N en donde predomina el efecto de
esta ultima colisin, mientras que de los 4 N hasta los 4 S en el
Golfo de Guayaquil, esta conducta se conserva dextral mientras que
al sur de esta latitud esta es siniestral. (Steimann et al., 1999;
Ego et al., 1996). La historia geolgica del Frente Andino Oriental
puede resumirse en los siguientes eventos: inicialmente esta rea
corresponda a un lmite divergente, durante el Jursico las masas
continentales del Norte y Sur Amrica estaban separndose y haba un
ocano entre ella, con un intenso vulcanismo submarino a lo largo de
una dorsal medio-ocenica (Percy Denyer, 2003) (Figura 28) Figura
28. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica. para el
Trisico Superior y Jursico Inferior. (Modificado de Chicangana,
2005) En el Jursico y los primeros inicios del Cretceo se inicia la
convergencia al SE de la placa ocenica Faralln con la placa
Continental Sudamericana; ocurre subduccin a lo largo del segmento
ecuatoriano, mientras que el margen peruano tiene en sus inicios
direccin NNO. Morante et al. 2012 Figura 29. Escenario geodinmico
para la esquina NW de Sudamrica para el Jursico Superior.
(Modificado de Chicangana, 2005)
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ORBASA 20 EAPIG-UNC Figura 30. Escenario geodinmico para la esquina
NW de Sudamrica, para el Aptiano. (Modificado de Chicangana, 2005)
Es en este ambiente tectnico cuando se acrecionan los terrenos
Amotape y el Chaucha - Guamote al margen continental ecuatoriano
(ver apartado anterior). Estas acreciones producen disminucin en el
magmatismo del arco producto de la subduccin desarrollada desde el
Jursico Superior en el margen continental (Ordez et al., 2001;
Maya, 1992; Aspden et al., 1992, 1987). En el Campaniano se inicia
el desplazamiento de una corteza gruesa y boyante que representa en
este caso la placa Caribe junto con su posterior acrecentamiento en
el margen occidental de la esquina NW de Suramrica convirtindose
como la causa directa del incremento del metamorfismo dinmico en el
Frente Andino Oriental debido al efecto de esta colisin (Germn
Chicangana, 2005). Figura 31. Desplazamiento de la placa Caribe a
partir del Campaniano. CH: Bloque Chortis, PAN: Proto - Antillas,
CEC: Corteza engrosada del Caribe, AN: Amrica del Norte, AS: Amrica
del Sur, PF: Placa Faralln, BA: Plataforma de Bahamas. Modificado
de Denyer et al. 2003 Figura 32. Escenario geodinmico para la
esquina NW de Sudamrica para el Paleoceno Mostrndose aqu el origen
posible de la Placa Caribe. (Modificado de Chicangana, 2005)
Probablemente durante el lapso Aptiano Turoniano La placa Caribe
conformaba una sola provincia gnea con la Meseta Ontong Java puesto
que presentan caractersticas geoqumicas similares que sealan lavas
de alta temperatura relacionadas a magmas primarios y que luego se
separaron. (Germn Chicangana, 2005). Durante el lapso
Maastrichtiano Paleoceno, se produce la acrecin del terreno
Pallatanga en el extremo sur del margen continental de Suramrica y
en el Eoceno la acrecin en este margen del terreno Macuchi (ver
apartado anterior). Mientras eso la placa Caribe se desplazaba en
direccin NE. CEC
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ORBASA 21 EAPIG-UNC Figura 33. Desplazamiento de la placa Caribe
durante el Palegeno. CEC: Corteza engrosada del Caribe, AN: Amrica
del Norte, AS: Amrica del Sur, PF: Placa Farallon, FM: Fosa
Mesoameicana, PCG: Punto Caliente de Galpagos. Modificado de Denyer
et al. 2003 Figura 34. Escenario geodinmico para la esquina NW de
Sudamrica, para el Eoceno. (Modificado de Chicangana, 2005) La
particin de la Placa Faralln en el Oligoceno, conllev a que la
placa Caribe se trasladara al ENE siguiendo el margen noroccidental
de Suramrica hasta terminar encajndose entre las placas Norteamrica
y Suramrica durante el Negeno (Germn Chicangana, 2005).
Consecuencia final de esta convergencia es el acrecentamiento y
colisin en el Negeno tardo del Bloque Costa Rica Panam Choco en la
esquina noroccidental de Colombia que juega un papel importante en
la dinmica Frente Andino Oriental produciendo una fuerte deformacin
haca la zona norte de los Andes Septentrionales y un cambio en la
convergencia de la Placa Nazca con este sector del continente. El
cambio de convergencia de esta ultima, produce la colisin de la
dorsal de Carnegie en el sur de esta zona configurando la geometra
litosfrica actual del NW de Sudamrica y los estilos orognicos de
los Andes del Norte desde el Plioceno Superior hasta el presente.
Figura 35. Figura 35. Escenario geodinmico para la esquina NW de
Sudamrica para el Mioceno Inferior (Modificado de Chicangana, 2005)
Figura 36. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica
para el Mioceno Superior y Plioceno Inferior. (Modificado de
Chicangana, 2005) Figura 37. Escenario geodinmico para la esquina
NW de Sudamrica, para el Presente. (Modificado de Chicangana,
2005).
- 22.
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ORBASA 22 EAPIG-UNC CONCLUSIONES Tomando la definicin de Ernesto
Cristallini (2000), quien considera que las zonas de deformacin de
cizalla son aquellas en que la componente de movimiento paralela al
rumbo del plano de falla es importante, y se encuentran vinculadas
a distintos ambientes tectnicos como: Zonas transformantes
vinculadas a dorsales ocenicas, Zonas transformantes vinculadas al
lmite de placas, Zonas de convergencia oblicua de placas, y Zonas
de intraplaca. Y luego de haber estudiado las principales
consideraciones concernientes a esta investigacin, concluimos que
la componente cizallante de la Tectnica Andina en el Norte del Per,
est vinculada a dos causas principales: (1) La convergencia oblicua
de la placa Faralln, luego placa Nazca, con la placa Sudamericana
ocasionada por los cambios en la direccin de convergencia. En el
trabajo de Pardo-Casas y Molnar (1987) al menos se diferencia
cuatro cambios importantes en la direccin de movimiento de la placa
Faralln/Nazca (Figura 6), hasta hace 59 Ma la placa Faralln se mova
en direccin N (NNE), posiblemente en el Cretceo la direccin era NW,
durante este periodo el lmite entre la placa Faralln y Sudamrica
era transformante dextral. A partir de los 49 Ma la direccin de
movimiento de la placa Faralln se erige a N65 que se mantiene ms o
menos homognea hasta los 35.58 Ma, etapa en la que se desarrolla el
evento ms importante de la Tectnica Inca (Inca II), es una etapa
compresiva con una componente de cizalla dextral producto de la
convergencia oblicua. Ente 35.58 Ma y 25.82 Ma (Anomalias 13 y 7)
hay una variacin en la direccin de movimiento de la placa ocenica
alternando giros horario, antihorario; oscilando la direccin de
desplazamiento entre E y NE, esta etapa correspondera a la ruptura
sucesiva de la placa Faralln hasta formar las placas Nazca,
Vancouver (la futura placa Juan de Fuca) y Guadalupe (que luego
evolucion en las placas Rivera y Cocos). A 25.82 Ma se produce un
giro horario causando una convergencia oblicua (S75E- S80E) entre
la ahora placa de Nazca y la placa sudamericana, esta direccin se
mantiene hasta los 19.90 Ma, esta etapa corresponde al ltimo evento
de la Tectnica Inca (Inca IV) caracterizada por una compresin con
componente cizallante sinestral. Luego la direccin de
desplazamiento de la placa Nazca da un giro antihorario hasta N75E
a partir del cual se mantiene con pocas variaciones hasta la
actualidad. Esta direccin provoca una convergencia oblicua que
genera una compresin con una componente de cizalla dextral, en este
marco se desarrolla la Tectnica Quechua (I IV). (2) El segundo
factor y no de menor importancia que genera la componente
cizallante de la Tectnica Andina en el Norte peruano es el
desarrollo, formacin y evolucin del Frente Andino Oriental; que su
historia geolgica se remonta hasta el Jursico cuando esta rea era
el lmite divergente entre Godwana y Laurasia, pero su actividad
orognica se inicia a finales del Jursico e inicios del Cretceo
cuando la placa Faralln converge con la placa Sudamericana
subducendola oblicuamente, en el Cretceo Inferior se acreciona al
margen continental el bloque microcontinental Amotapes-Tahun, luego
llega y se acreciona al Noreste el terreno Chaucha, causando una
rotacin horaria del bloque Amotapes-Tahun fragmentndolo por medio
de fallas dextrales como consecuencia de esto se abre un rift tipo
pull-apart formando la cuenca de Lancones de rumbo axial N- S que
se presenta a partir de grbenes extensivos originados por un rgimen
de cizalla dextral este- oeste, a partir del Campaniano hace su
aparicin la placa Caribe que se desplaza en direccin NE provocando
que a finales del Cretceo el terreno ocenico Pallatanga-Pin se
acrecionara al margen Sudamericano ocasionando un giro horario de
la cuenca Lancones de cerca de 90. Este giro correspondera al
cambio de rumbo del flanco norte de la Deflexin de Huancabamba con
respecto al rumbo del flanco sur; la cuenca transit desde su
direccin axial norte-sur hasta una posicin noreste. A partir del
oligoceno la ruptura de la placa Faralln y el subsecuente empuje de
las placas Cocos y Nazca conllev a que la placa Caribe girara en
sentido horario a una direccin ENE generando el movimiento del
Bloque Nor-Andino en direccin NE y la activacin del Frente Andino
Oriental como un sistema transpresivo dextral. Este sistema contino
activo durante la ltima reorganizacin de placas producidas en el
Pleistoceno donde la placa Nazca se subdivide en tres bloques y el
bloque Nazca
- 23.
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ORBASA 23 EAPIG-UNC Norte subduce al bloque Nor-Andino desplazndolo
al ENE con una velocidad de 5.9 cm/a con respecto a Sudamrica que
est siendo subducida en su margen central por el bloque Nazca
Centro a 7.4 8.2 cm/a en direccin NE, esta diferencia de
velocidades probablemente hayan activado las fallas del sistema
transpresivo del Frente Andino Oriental en sentido sinestral que se
est manteniendo en la actualidad, como sugieren algunos autores
aunque atribuyen las causas la compresin producida por el Bloque
Costa Rica Panam Choco en la esquina noroccidental de Colombia. El
desarrollo de la componente cizallante en la Tectnica Andina ha
tenido una gran influencia en la mineralizacin en el Norte Peruano,
en la zona de Cajamarca se han identificado tres Corredores
estructurales que controlan la disposicin espacial de los depsitos
minerales. As el Corredor estructural San Pablo Porculla (Enriquez
et al., 2006) con rumbo NW en el que se localizan una serie de
yacimientos epitermales del tipo baja sulfuracin. El Corredor
Michiquillay Hualgayoc (Gmez & Veliz, 2002) alineado al trend
Andino caracterizado por el emplazamiento de depsitos porfirticos
controlados por el sistema de fallas Punre Canchis. Y el Corredor
estructural Chicama Yanacocha (Quiroz, 1997) con rumbo NE en el que
se han emplazado yacimientos aurferos en depsitos epitermales de
alta sulfuracin. Segn Raymond Rivera, y Alex Santisteban: todos
estos corredores estructurales tienen su origen en las grandes
fallas regionales de rumbo andino, que por lo general debido a la
convergencia oblicua de las placas tectnicas tienen una componente
cizallante asociada (strike slip). Esto se puede apreciar
claramente en el rumbo NW de los corredores estructurales de San
Pablo Porculla y Michiquillay - Hualgayoc. Ellos asocian al
Corredor Estructural San Pablo - Porculla a un movimiento inverso
dextral, con la formacin de estructuras Horst tail y mineralizacin
de Au tipo Bonanza en depsitos epitermales de baja sulfuracin. A
dems el Corredor Estructural Michiquillay Hualgayoc, se encuentra
relacionado a un sistema de fallas de rumbo andino Punre Canchis
(Rivera, 2008). Este sistema de fallas se habra formado durante un
margen extensional (Cretcico), luego en el Cenozoico estas fallas
normales fueron reactivadas originando una inversin tectnica
positiva. El comportamiento inicial de esta falla regional fue de
rumbo con sentido dextral, con una clara componente compresional.
Es durante el Mioceno temprano que debido al giro horario de la
direccin de convergencia de la placa de Nazca, que la falla
Punre-Canchis se reactiva. La caracterstica principal de la
reactivacin de la falla es que cambia su sentido de movimiento a un
comportamiento sinestral, con una fuerte componente compresional,
pero adems con una clara componente tensional en las zonas de
inflexin de la falla. Estructuras secundarias a la falla principal
se formaron durante la etapa extensional y habran preparado el
control estructural para el emplazamiento de los depsitos
porfirticos casi exclusivamente en el hanging wall del sistema de
fallas Punre - Canchis. (Raymond Rivera, 2008). Otra estructura
Andina que presenta una componente de cizalla es la Falla Cajamarca
que se origin durante la Tectnica Inca con componente inverso y se
reactiv en el Palegeno superior como falla direccional dextral.
(Lagos et al.). El Corredor Estructural Chicama Yanacocha se
diferencia de los otros corredores estructurales porque tiene una
orientacin NE. Este Corredor Estructural presenta lineamientos de
direccin NE que convergen con los grandes lineamientos y fallas de
rumbo andino (NW). Para Raymond Rivera (2008) estos lineamientos de
direccin NE son producto de las principales fallas regionales de
rumbo andino (NW), es decir estos lineamientos son expresiones
estructurales secundarias de los grandes movimientos de las fallas
de rumbo andino que por lo general tienen asociada una componente
tipo strike slip. Pero es probable que este Corredor este
influenciado por la formacin de la deflexin de Huancabamba lo que
corroborara la influencia de la evolucin del Frente Andino Oriental
en la componente cizallante de la Tectnica Andina en el Norte
Peruano. Evidencia de esto se halla en la alineacin NE de los
cuerpos mineralizados del distrito minero Yanacocha que
posiblemente se emplazaron controlados por una falla profunda
cretcea reactivada en el Palegeno y Negeno temprano.
- 24.
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