TECTÓNICA ANDINA Y SU COMPONENTE CIZALLANTE Alusivo al norte del Perú Orlando Bazán Santa cruz Universidad Nacional de Cajamarca, Av. Atahualpa 1050, Cajamarca
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INTRODUCCIÓN La Cordillera de los Andes es una mega morfoestructura que se extiende paralela al borde Oeste de la placa Sudamericana con una extensión de 7000 km. y con alturas de hasta 6000 msnm. En el Perú, la Cordillera de los Andes se presenta bien definida, con una orientación NW-SE; sin embargo es notoria la presencia de dos deflexiones importantes, coincidentes con los cerros de Illescas en el norte y península de Paracas en el sur, a la altura de 6° Sur, la deflexión de Huancabamba cambia la orientación de la cordillera a NE-SW y a los 14° Sur, la deflexión de Abancay cambia la orientación de la cordillera a WNW - ESE. Además de éstas existen otras deflexiones, la deflexión de Cajamarca (7° 30’ S) y la deflexión 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 región Norte y Centro de Perú hasta 500 km. en la frontera entre Perú, Chile y Bolivia (Marocco, 1980; Bernard Dalmayrac, 1988; Tavera y Buforn).
esfuerzo principal capaz de plegar y fallar formando estructuras perpendiculares a esa dirección. Para nuestro caso la dirección referida sería SW-NE, que forma estructuras con dirección NW-SE, que es la orientación preferente de la Cordillera, entonces cabe preguntarse ¿Cómo se formaron las deflexiones de Huancabamba, Abancay, Cajamarca y Arica? Es necesario suponer que no existe sólo una compresión, a menos que las mencionadas deflexiones se hayan formado antes de la Cordillera de los Andes y ésta sólo se adaptó a las estructuras preformadas. Si observemos estructuras más locales, por ejemplo, si realizamos un cartografiado geológico en un área de la región de Cajamarca encontramos un conjunto de pliegues de rocas cretácicas 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 formación es necesario esfuerzos compresivos con dirección transandina, y éstos serían los de la convergencia de placas; pero además estas fallas posen una componente de desplazamiento horizontal como la falla Cajamarca y la falla Punre, pero también se encuentran otras fallas transcurrentes con orientación transandina, la formación de éstas se puede atribuir a la diferente litología, y su diferente respuesta a los esfuerzos generando zonas de cizalla pero según Woodcock y Shubert, 1994 las fallas de rumbo son, por lo general, de alto ángulo y la estratificación de bajo ángulo, por lo que las anisotropías de la roca son menos condicionantes de la estructura. Por lo que es necesario considerar una componente de cizalla o una cupla de esfuerzos.
El origen de los Andes es una consecuencia de la actividad tectónica, producto de la subducción de la placa oceánica de Nazca bajo la placa continental de Sudamérica (Dewey y Bird, 1970; James, 1971). Esta es la primera observación que debemos tener en cuenta, la subducción de placas no es más que el producto de la convergencia de dos placas una con mayor densidad (en este caso la placa oceánica) y una con menor densidad (la placa continental), por lo general se asocia el límite convergente de placas a una zona de compresión, si hablamos de compresión debemos imaginarnos dos bloques que viajan en la misma dirección y en sentidos opuestos uno hacia el otro generando un ______________________________________________________________________________________ ORBASA 1 EAPIG-UNC
Este trabajo es una investigación bibliográfica en la que se ha recopilado más de un ciento de investigaciones y publicaciones de carácter local, nacional e internacional, algunas de las cuales están citadas en las Referencias Bibliográficas, con la pretensión de explicar la componente de cizalla que se ha producido en la evolución de la Cordillera de los Andes y su implicancia en la presencia de estructuras de rumbo transandino en el norte del Perú. Para lo cual intentaremos explicar la dinámica de la placa de Nazca a lo largo del tiempo, puesto que es la principal causante de la formación de la cordillera de los Andes, así mismo la evolución de la Tectónica Andina en sus diferentes episodios “compresivos”, luego intentaremos comprender la formación de la deflexión de Huancabamba y su influencia en la evolución de la Cuenca de Lancones; para finalmente detenernos a explicar la evolución del Frente Andino Oriental que nos ayudará a comprender la componente cizallante de la Tectónica Andina.
DINÁMICA DE LA PLACA DE NAZCA Las rocas más antiguas que se encuentran en el territorio peruano corresponden a los períodos Precámbricos, como remanentes de antiguas cordilleras, cuya historia, para los investigadores, le es difícil de descifrar pues se ha perdido información geológica. En aquellos tiempos pretéritos el Continente Sudamericano, formaba con África, Oceanía, India y la Antártida, el Continente Gondwana, el mismo que fue parte de otro continente aún mayor denominado Pangea que abarcaba un 40% de corteza terrestre bañada por el único océano llamado Panthalasa, que probablemente se rompió en el periodo Permotriásco. Esta ruptura separa hacia el Norte el Continente de Laurasia y al Sur el Continente de Gondwana, emplazándose entre ellos el mar de Thetis. En Gondwana, la separación de América del Sur de Africa, se produce entre el JurásicoCretácico (Cretácico inferior), dando lugar a la apertura del Atlántico Sur y a la deriva de Sudamérica hacia el Oeste. Para ese entonces la placa de Nazca aun no existía; basándose en las anomalías magnéticas registradas dentro de la placa del Pacífico, los científicos han
explicado el crecimiento de ésta, desde un núcleo pequeño hasta su tamaño actual, gracias al movimiento de al menos tres antiguas placas Izanagi, Farallón y Phoenix (Aluk) siempre alejándose de la placa Pacífico durante el Cretáceo (Figura 1)
Figura 1. Configuración de las placas para 121 Ma (figura modificada de Atwater, 1989)
A inicios del Cenozoico 60 Ma entre las placas Pacífico y América Norte y Sur existía la placa farallón que se consumía subduciendo debajo del continente americano, mostrando una rotura gradual en pequeñas placas que se desaparecían y colapsaban en las zonas de subducción, 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 (después Murray), la Placa Guadalupe al sur de la fractura de Murray y la placa Nazca en el sur, donde la dorsal de galápagos empieza a actuar sobre los 25 Ma (Hey, 1977; Handschumacher, 1976). Durante el Neógeno y Cuaternario las placas sufrieron reorganizaciones así entre el 12.5 – 11 Ma (Mioceno medio) el segmento entero entre 29°30’N y 23°30’N de la dorsal Pacífico-Guadalupe desaparece al intersectar la zona de subducción. En el sur la dorsal siguió activa girando en el sentido horario creando una ancestral dorsal Pacífico Este reemplazando a la dorsal Pacífico-Guadalupe. La ahora reducida placa de Guadalupe evolucionó en dos: Rivera y Cocos (Figura 3), la nueva dorsal
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Pacífico-Rivera giró del NW al NE y la dorsal Pacífico Cocos se volvió activa sobre los 11 Ma (Atwater, 1989) después de éste periodo muere la dorsal Galápagos.
Figura 2. Configuración de las placas para 65 MA y 37 MA
Figura 4. Estructuras de América del Sur.
Figura 3. Configuración de las placas para 25 MA y 11 MA
Por su parte la placa de Nazca se subdividió en las últimas 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 Perú y todo el territorio Chileno, al Sur de la Falla de Paracas. Se extiende con los mismos límites del Figura 5. Macro estructuras de los andes centrales extremo sur de la pretérita Placa de Nazca, del Perú y Placa de Nazca (Churchill Vela, 2008) desciende en subducción por debajo del Bloque Continental Sur Perú-Chile. El bloque Nazca Centro El trabajo realizado por Federico Pardo-Casas y se ubica frente a la Costa Centro-Norte del Perú. Peter Molnar en 1987 muestra que entre las Está limitada entre la Falla de Paracas (Falla de anomalías 30-31(68.5 Ma) y 21 (49.5 Ma) la placa Pisco) y la Falla del Golfo de Guayaquil. Este bloque de Nazca (Farallón en ese entonces) parece haber a su vez está conformado por los subbloques de rotado sobre un polo al sur de Sudamérica tanto que Lima y Trujillo divididos por la Falla Activa de convergía con Sudamérica en el norte pero no en el Mendaña. Y el bloque Nazaca Norte que se ubica sur. Esta convergencia no era tan rápida, y en la frente a las Costas del Ecuador y Centro-América, al parte central de los Andes puede haber existido una norte de la Falla del Golfo de Guayaquil. gran componente de desplazamiento transcurrente ______________________________________________________________________________________ ORBASA 3 EAPIG-UNC
(cizallante) dextral, por lo que se consideraría una convergencia oblicua (N65ºE- N85ºE). Después de la anomalía 21 los cambios en la dirección relativa de convergencia eran pequeños hasta la anomalía 13 (35.58 Ma) donde se produce un giro horario hasta la anomalía 6, produciendo una convergencia oblicua (S75ºE- S80ºE) provocando en los Andes Centrales una componente cizallante sinestral. Luego se da un giro antihorario a partir del cual la dirección de convergencia (N75ºE) se mantiene uniforme hasta la fecha. Según Pardo-Casas y Molnar, el ratio de convergencia entre las placas de Nazca y Sudamérica no era constante, a la altura de Perú la convergencia fue más rápida sobre los 50 y 42 Ma, entre las anomalías 21 y 18, y a lo mejor por unos pocos millones de años antes y después de este intervalo. Los ratios llegaron a 164 ± 65 mm/a en el Ecuador y 154 ± 58 mm/a a 10°S. El ratio de convergencia promedio antes de los 20 Ma fue relativamente bajo, sólo 55 ± 28 mm/a a 10°S y decreciendo hacia el sur a lo largo de los Andes. El ratio de convergencia entre lo 36 y 26 Ma también fue relativamente bajo 50 ± 30 mm/a a 10°S en Perú y 35 ± 25 mm/a a 40°S en Chile. Desde 26 Ma, el ratio promedio ha sido alto a lo largo de todos los Andes: 110 ± 8 mm/a a 10°S y 112 ± 8 mm/a a 40°S. Puede haber existido otras variaciones en los ratios de convergencia, como un ratio más alto entre 10 a 20 Ma que en los 5 a 10 Ma. El periodo más importante de reorganización en la cinemática de placas se produce durante el Oligoceno superior. Este periodo está caracterizado por el fracturamiento progresivo de la placa Farallón, correlacionados posiblemente con la disminución y estabilización de la oblicuidad de la convergencia desde el Mioceno inferior.
Figura 6. Posiciones de la placa de Nazca (Farallón), a través del tiempo geológico, interpretando mediante anomalías magnéticas. (Pardo-Casas y Molnar, 1987)
Tabla 1. Edades asignadas a las Anomalías Magnéticas (Pardo-Casas y Molnar, 1987)
ANOMALÍA 5 6 7 10 13 18 20 21 25 30-31 31 32 33 34
EDAD (Ma) 10.59 19.90 25.82 30.03 35.58 42.01 45.41 49.55 58.94 68.47 69.40 73.55 80.17 84.00
Según Rubén Somoza y Marta E. Ghidella la historia de la convergencia en el margen occidental de América del Sur puede dividirse en tres etapas que aproximadamente corresponden al Cretácico Tardío-Paleoceno, Eoceno medio-Oligoceno y Cenozoico Tardío. La etapa más joven (26-0 Ma) está dominada por la subducción de la placa de Nazca, y de Antártida en la parte más austral del continente. Durante esta etapa, los «polos de intervalo» de las rotaciones Nazca-Sudamérica están localizados cerca de la costa de la Tierra de Wilkes en Antártida Oriental, y por lo tanto describen una convergencia ligeramente oblicua en
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localidades del margen andino. El inicio de la etapa se caracteriza por un fuerte incremento en la velocidad de convergencia, cuando esta alcanzó los valores más altos conocidos para el Cenozoico, para luego decrecer en los últimos 10 millones de años. Mediciones cinemáticas en base al Sistema de Posicionamiento Global (GPS) indican que la velocidad de convergencia continúa decreciendo en el presente (ej. Norabuena et al. 1999). La etapa 47-28 Ma corresponde a la subducción dominante de la placa Farallón, aunque es posible que en los tiempos más tempranos de la etapa haya entrado en subducción otra placa (Phoenix) en la parte más austral del continente. Los «polos de intervalo» de la etapa se ubican en el océano Atlántico, un poco al este de las islas Sandwich del Sur, lo que determina una dirección de convergencia más oblicua que la correspondiente a la etapa más joven antes descrita. La etapa 47-28 Ma se caracteriza por una velocidad media de convergencia relativamente estable, con magnitudes similares a las del último intervalo de la etapa más joven. El comienzo de la etapa 47-28 Ma es contemporáneo con una profunda reorganización de placas en el sudeste del Pacífico (Cande et al. 1982), que también condujo al inicio de la subducción de la placa Pacífico en el este de Australia (ej. Müller et al. 2000). El final de la etapa coincide con la ruptura de la placa Farallón (Herron y Heitzler 1967). El polo de rotación para el intervalo 56-47 Ma se ubica en el Pacífico, cerca, pero al oeste, de la fosa en latitudes de la Península de Taitao. Esta posición respecto a la fosa (al oeste) determina una oblicuidad de convergencia completamente diferente (a opuesta) a la del resto de las reconstrucciones Cretácico Tardío - Reciente.
predicen divergencia entre Farallón y Sudamérica, es decir de la zona donde no habría habido subducción de Farallón. Estos segmentos del límite de placas, donde las reconstrucciones predicen divergencia entre Farallón y Sudamérica, corresponden a la extensión mínima de la fosa Phoenix-Sudamérica durante cada intervalo. Asimismo, la migración hacia el sur de los «polos de intervalo» sugiere una migración hacia el sur de la triple unión Farallón-Sudamérica-Phoenix, posiblemente con una velocidad no menor a los 20 cm/año. La fábrica tectónica de este fragmento de litósfera ha permitido a Somoza y Ghidella evaluar la cinemática Pacífico- Phoenix (ellos utilizan el nombre de Aluk) para aquellos tiempos, y por inferencia la cinemática contemporánea de Phoenix -Antártida (DeMets en Gordon y Jurdy 1986, McCarron y Larter 1998), les permite ensayar una estimación de la cinemática Phoenix -Sudamérica a través de Antártida. Durante el Cretácico Tardío – Paleoceno, la convergencia entre Phoenix y Sudamérica habría sido rápida, del orden de los 10 cm/año en el extremo austral del continente, lo que sugiere que en aquellos tiempos había un fuerte contraste de velocidades de convergencia en la zona de la triple unión Farallón-SudaméricaPhoenix, con velocidad lenta al norte y rápida al sur de la triple unión. La dirección de convergencia Phoenix -Sudamérica habría sido cercana al E-O (¿ESE-ONO?), lo cual es consistente con una orientación SO-NE de la dorsal Phoenix-Farallón, como había sido predicho por Cande y Leslie (1986). Esta configuración y el contraste de velocidades de convergencia a ambos lados de la triple unión sugieren que la edad de la corteza oceánica que entraba en subducción debería crecer más rápido hacia el norte que hacia el sur de la triple unión. De todas maneras, la proximidad de la dorsal señala subducción de litósfera oceánica joven en extensos segmentos del margen.
Los polos de rotación 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 más parecidas a las de etapas más jóvenes. Como se mencionó arriba, estos polos se ubican cada vez más al norte cuanto más antiguo es el intervalo. En una inspección evolutiva, la migración de los «polos de intervalo» hacia latitudes cada vez más altas indica una reducción progresiva del segmento del margen donde la reconstrucciones ______________________________________________________________________________________ ORBASA 5 EAPIG-UNC
EVOLUCIÓN TECTÓNICA ANDINA La cordillera de los Andes constituye una de las cadenas de montañas más impresionantes del planeta. Los Andes se encuentran situados sobre una zona de convergencia entre las placas oceánicas Nazca y Cocos las cuales subductan debajo de la placa continental de América del Sur. Jordan et al (1983) divide la Cordillera de los Andes en tres segmentos: - Los Andes Septentrionales: Se extiende desde Venezuela (12°N) hasta el Norte del Perú (4°S), este segmento resulta de la interacción de la placas Caribe, Cocos, Nazca y Panamá. Los Andes Septentrionales occidentales responden a fenómenos ligados a la acreción de fragmentos de corteza oceánica y de arcos insulares producidos durante el Cretáceo superior y Paleoceno están ligados al levantamiento de series Paleozoicas deformadas y terrenos precámbricos.
Figura 7
Figura 7: Historia de la convergencia cenozoica entre Nazca (Farallón) y América del Sur observada en la latitud 22 S (norte de Chile, arriba) y 12ºS (Perú central, abajo) realizado por Rubén SOMOZA y Marta E. GHIDELLA. Se ilustra el promedio de la velocidad de convergencia para cada intervalo, los parámetros para el Cenozoico Temprano. Las líneas punteadas en las etapas más 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 instantánea medida mediante GPS (Norabuena et al. 1999). La punteada en el intervalo más joven presenta una evolución de velocidad de convergencia alternativa que satisface la medición instantánea y el valor promedio entre 4,9 y 0 Ma, nótese que el área debajo de ambas curvas es la misma.
- Los Andes Centrales: Se prolongan desde el Norte de Perú (4º latitud S) hasta Argentina (40º latitud S). La estructuración de este segmento resulta de la subducción de la placa oceánica Nazca/Farallón debajo de la placa continental Sudamericana. La parte Sur de los Andes Centrales está 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 únicamente sobre una gran cordillera (Occidental/Oriental) generando en su borde oriental una basta cuenca de Antepaís. - Los Andes Meridionales: Se desarrollan entre 40º y 55º de latitud S. Este segmento es interpretado como resultado de la subducción de las placas Nazca, Antártica y Scotia debajo de la placa continental.
En la parte superior del diagrama se muestra la dirección de convergencia predominante de Nazca (Farallón) hacia Sudamérica (fija) para cada intervalo.
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extensional y de atenuación cortical. En el Cenozoico esta fase se caracteriza por la repetición de los pulsos de compresión y la presencia a lo largo del margen continental de un arco magmático con una intensa actividad plutónica y volcánica. Durante esta fase, una secuencia de episodios de “compresión”: 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.
Figura 8. División de la Cordillera de los Andes Palacios et al
En el Perú en las rocas paleozoicas, se puede reconocer la Orogenia Caledónica en el Noroeste y la Orogenia Hercínica 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 deformación. Se reconoce así como Fase Eohercínica la primera de ellas (340 M.A.), como Fase Tardihercínica la segunda (280 M.A.), y como Fase Finiherciniana la última. (Bernard Dalmayrac, 1988).
Para Pardo-Casas y Molnar (1987), los periodos de rápida convergencia correlacionan notablemente bien con dos de los periodos de alta actividad tectónica en los Andes Peruanos; la Fase Inca (Eoceno tardío) y la Fase Quechua (Mioceno – Plioceno). Las correlaciones de rápida convergencia entre la Placa de Nazca y Sudamérica corresponde a tiempos en que el plegamiento y fallamiento inverso eran particularmente activos y las de baja convergencia cuando la actividad tectónica ha estado relativamente quieta.
En las rocas mesozoicas y cenozoicas se reconoce el Ciclo Andino, comprendiendo en él varias etapas de sedimentación y varias fases de deformación, siendo las principales de ellas, tres “fases tectónicas” definidas por Gustav Steinmann (1929), Fase Peruana ocurrida en el Cretácico superior, luego la Fase Incaica en el Eoceno Oligoceno, seguida después 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 años antes. Benavides-Cáceres considera que la Cordillera de los Andes es el resultado de tres grandes ciclos geodinámicos: Precámbrico, Paleozoico Temprano a Triásico Tardío y Triásico hasta la actualidad. El Figura 9. Gráfico de los ratios promedio de la convergencia de placas en función del tiempo. último ciclo incluye una primera fase del Triásico Pardo-Casas y Molnar (1987).. Tardío temprano – Senoniano, que era básicamente ______________________________________________________________________________________ ORBASA 7 EAPIG-UNC
FASE MOCHICA Después de la depositación de las secuencias sedimentarias y volcánico-sedimentarias del Jurásico-Cretácico medio; en el Albiano superiorCenomaniano Temprano, se da inicio a la formación de la Subducción de la Placa Farallón 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 atlántico sur a nivel de las placas de América y Africa; (Pindell et al 1990). Estos primeros eventos compresionales ocasionaron una serie de pliegues distribuidos en la región costera y parte de la Cordillera Occidental del Norte del Perú (W. S. Pitcher et al, 1975; F. Megard, 1984), los cuales se hallan asociados a gabros sintectónicos que a su vez son cortados por intrusiones granitoides del Batolito de la Costa. FASE PERUANA La Fase Tectónica Peruana, es un evento de deformación “compresional”, que afecta principalmente la Costa, Cordillra Occidental y el Altiplano. Durante el período de “compresión” de la Fase Peruana, se habrían producido áreas de debilidad por fracturas a nivel del frente andino, lo que habría facilitado el subsecuente emplazamiento del Batolito de la Costa cortando las series plegadas mesozoicas.
seguida por una transgresión de origen eustático en el Campaniano medio; Campaniano superior: cabalgamientos y deformaciones en el Suroeste del Perú, generalización de la sedimentación de Capas Rojas en la parte este de la cuenca occidental, e inicio de la sedimentación arenosa en la cuenca oriental. El Maestrichtiano es un periodo de calma tectónica expresado por transgresiones marinas breves las cuales cubrieron la cuenca oriental. La paleografía del Maestrichtiano muestra que la cuenca oriental se convertía en la cuenca de antepaís de los incipientes Andes. En el ecuador la Fase Peruana es una etapa de deformación compresiva calificada como una inversión tectónica de régimen transpresivo dextral (Baby et al., 1999). En la región 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 colisión y acreción del “plateau oceánico Pallatanga” ocurrió durante esta fase (Litherland et al., 1997; Pratt et al., 1998; Dunkley y Gaibor, 1998), dando como resultado la formación de la zona de sutura Calacalí – Pujilí – Palenque (Boland et al., 1997).
La fase peruana comenzó en la margen peruana durante el Coniaciano basal, culminó durante el Campaniano superior, y fue seguida por una remisión durante el Maestrichtiano (Etienne Jaillard, 1992). De un punto de vista tectono-sedimentario, se pudo establecer la siguiente cronología: Coniaciano basal: llegada abrupta de material detrítico arcillos; levantamiento y erosiones locales, más marcadas en el Sur y el Oeste; Coniaciano superior-Santoniano basal: débiles deformaciones locales, levantamiento de la zona costera, y aislamiento de la cuenca marina oesteperuana; la emersión casi general del Santoniano superior es debida a la conjunción de una regresión eustática y del levantamiento progresivo de la margen sin deformaciones importantes, y es
Figura 10. Mapa estructural del Ecuador, modificado de Winkler et al. (2002)
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FASE INCAICA (TECTÓNICA INCA) Es la fase más importante del ciclo andino, afecta principalmente a los segmentos Norte y Central del Perú que presentan una deformación más que el Sur. Benavides-Cáceres subdivide en cuatro Eventos (Inca I – Inca IV). El Paleoceno superior está marcado, a nivel del Pacífico Sur, por una modificación de la dirección de convergencia. Esta modificación constituye el primer evento del periodo de reorganización de la geometría de las placas a la escala del planeta que caracteriza el Eoceno. La crisis tectónica Inca I (59-55 Ma) coincide con un cambio de dirección y con un aumento de la velocidad de convergencia entre las placas Farallón y sudamericana que se producen alrededor de la anomalía 25 (Pilger, 1984; Pardo-Casas y Molnar, 1987). Esta fase está caracterizada por el intenso plegamiento (fajas de orientación NO – SE) y fallamiento (rumbo NE) en rocas sedimentarias del Cretáceo. Como resultado de esta fase, discordantemente a las rocas mesozoicas, se inicia la depositación de los Volcánicos Llama (55 Ma; Benavides, 1999; Noble et al. 1990). La reconstrucción de Pardo-Casas y Molnar (1987) determinan una fuerte velocidad de convergencia para el periodo que va de algunos millones de años antes de la anomalía 21 a algunos millones después de la anomalía 18. El periodo de fuerte velocidad cubriría el Eocene inferior y medio, es decir correspondería a una subducción plana (Carlotto et. al) y coincidiría con el inicio del evento tectónico Inca II considerada como la principal fase de acortamiento de los andes peruanos, que desarrolla principalmente el cinturón intensamente deformado y plegado al este de la Cordillera Occidental. Las estructuras incaicas de esta parte fueron profundamente recortadas por erosión subsiguiente y cubiertas discordantemente más hacia el noreste por conglomerados y rocas volcánicas datadas de alrededor de 40 M.A. (D. C. Noble y otros, 1974, 1979). La Fase Inca II, se caracterizo por una deformación “compresiva” cuya máxima expresión se sitúa hacia los 43 – 42 Ma (Noble, et al, 1988 – 1989). Hay un aumento de la velocidad de convergencia, la deformación afecta a todo el basamento sedimentario Cretáceo, originando
plegamientos subpararelos de dirección WNW – ESE y fallas inversas de tendencia NW a WNW. Seguida de esta fase inicia la depositación del Volcánico Chilete, Formación Porculla. La Fase Inca III (30 – 27 Ma), coincide con disminución de la tasa de convergencia durante el Oligoceno, dando como resultado la disminución del vulcanismo, la dirección de convergencia a rotado en sentido horario hasta E – W, producto de la ruptura de la placa Farallón. La última 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 porfiríticos en Cajamarca (Camus, 2007), que se hospedan en rocas mesozoicas deformadas. Uno de los principales factores que controló el magmatismo (plutonismo – volcanismo) en el norte del Perú, fue la dirección del movimiento de las placa tectónica oceánica (placa de Nazca) y sus diferentes razones de convergencia. Antes del Mioceno la placa de Nazca/Farallón tenía una dirección 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 tectónicas Inca II y III (Benavides-Cáceres). Fue durante el Mioceno temprano que la actividad magmática se reinició. El magmatismo se encontró temporalmente ligado a la fase Inca IV (22 Ma; Benavides-Cáceres) y está acompañada de una alta razón de convergencia. La característica tectónica más importante del Mioceno temprano fue la rotación en sentido del reloj de la dirección de convergencia de la placa de Nazca (Pardo-Casas y Molnar, 1987) (Figura 6). Los sistemas porfiríticos de la región de Cajamarca por su distribución espacial, sentido de evolución geocronológica y sus similitudes geoquímicas se relacionan un común control estructural regional, la Falla Punre – Canchis (Raymond Rivera, 2008).
El origen de la falla Punre-Canchis (Quispe et al., 2007) se piensa está 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 ______________________________________________________________________________________ ORBASA 9 EAPIG-UNC
reloj de la dirección de convergencia de la placa de Nazca, que la falla Punre-Canchis se reactiva. La característica principal de la reactivación de la falla es que cambia su sentido de movimiento a un comportamiento sinestral, con una fuerte componente compresional, pero además con una clara componente tensional en las zonas de inflexión de la falla. (Figuras 11 y 12). Estas zonas de inflexión sujetas a un esfuerzo tensional se habrían comportado como zonas de menor presión y serían propicias para el emplazamiento de los sistemas porfiríticos. (Figura 13B)
Figura 13. Comportamiento de la falla Punre-Canchis en sus zonas de inflexión durante el Paleógeno (A) y el Mioceno (B). Raymond Rivera Cornejo, 2008
Figura 11. Sentido del movimiento del sistema de fallas Punre-Canchis durante el Paleógeno (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
En el Ecuador la fase tectónica Inca se pone en evidencia por los siguientes argumentos: (1) entre 34 – 37 Ma en la Costa se registra un hiato sedimentario (Benítez, 1995), (2) en la Cordillera Real existe una alta taza de exhumación entre 43 y 30 Ma (Spikings et al., 2000), (3) en el área de la cuenca de Cuenca se depositan los sedimentos con el aporte de la Cordillera Real de la Formación Quingeo (Hungerbühler et al, 2002) y (4) entre 42 y 37 Ma se tiene una alta taza de convergencia (150 mm/a) en una dirección N 70° (Pardo – Casas & Molnar, 1987). Todos estos criterios indican que la Unidad Macuchi se acrecionó al continente en forma oblicua, durante el Eoceno tardío, deformando al Grupo Angamarca, la Unidad Yunguilla y emplazando tectónicamente escamas de la Unidad Pallatanga al interior de las mismas. Esta segunda acreción ocurrió a lo largo de la falla Chimbo – Cañi 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)
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FASE QUECHUA El período tectónico Quechua corresponde a una aceleración de la convergencia entre la placa Nazca y la placa sudamericana, después del cambio de dirección de convergencia a los 26 Ma (anomalía 7). Esta convergencia se caracteriza por una tasa importante, superior a 8 cm/a hasta 11 cm/a a los 10°S y una dirección casi perpendicular a la fosa Perú-Chile. Para Sébrier y Soler (13), durante este paroxismo tectónico (período Quechua) el desplazamiento de la placa sudamericanana hacia el oeste (tasa de abertura rápida del Océano Atlántico ecuatorial) está compensado por el acortamiento de los Andes. Durante la fase Quechua se formó la superficie de erosión 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 volcánicos Pliocuaternarios. Este período se caracteriza por una intensa actividad magmática efusiva e intrusiva. Tectónicamente este período corresponde a la estructuración de los Andes tal como se presentan hoy en día, debido a un largo período de deformación en compresión que afecta los Andes centrales en su totalidad.
Marksteiner, 1997). Desde tiempos del Plioceno, los Andes se levantaron por lo menos 3,000 metros. La Faja Plegada y Sobre-escurrida del Subandino continúa su propagación al antepaís. Sin embargo el alto andino y las tierras bajas del Pacífico experimentaron fallas de rumbo e inversión de fallas (Sébrier y Soler, 1991). El último evento de la Tectónica Quechua (Quechua IV) conocida por algunos autores como Fase Tectónica Pliocena es la responsable de la totalidad del levantamiento de los Andes, el mayor levantamiento se ha producido en el Plio-Cuaternario; según 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 exhumación entre 23 y 15 Ma. Pudiendo ser el efecto de un cambio en los vectores de subducción de placas durante el Mioceno temprano (Spikings et al., 2000). Una alta razón de exhumación en la Costa refleja la existencia de un evento tectónico conocido como fase Quechua I. Alrededor de 9.5 Ma se tiene una inversión tectónica en el área de antearco, reflejando el inicio de la compresión Este – Oeste (Hungerbühler et al., 2002). En la Cordillera Real alrededor de 9 Ma existió 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 régimen compresivo con un desplazamiento vertical (Spikings et al., 2000). Todo indica la existencia de una nueva fase tectonica denominda Quechua II. En el Mioceno tardío un cinturón volcánico contínuo, localizado aproximadamente a lo largo del frente volcánico actual. Se considera en base a esta evidencia que una fase tectónica actuó hace 5 Ma, evento conocido como fase Quechua III. En el límite inferior del Cuaternario, se produce una de las principales etapas de inversión tectónica 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 tectónica es conocida como Quechua IV, la que viene ocurriendo desde hace 2 Ma.
Benavides-Cáceres también subdivide esta Fase en 4 eventos (Quechua I – Quechua IV) aunque otros autores sólo consideran tres. La fase tectónica Quechua I (Mioceno Temprano) se describe bien en el Perú central dónde existen evidencias de la reactivación de la Faja Plegada del Marañón (Soulas, 1977), y en el norte del Perú dónde los volcánicos sub-horizontales del Mioceno Temprano (Volcánico San Pablo) están cubriendo a las rocas plegadas del Mesozoico y Cenozoico (Noble, y otros, 1990). El análisis estructural sugiere que el acortamiento fue aproximadamente E-W (Soulas, 1977). La Fase Quechua II (Mioceno Medio) también está bien documentado y sigue la dirección de acortamiento del Quechua I (Mégard, 1984). Esta fase culmina con la depositación del Volcánico Huambo (9- 5 Ma)Realmente la faja plegada y sobreescurrida Subandina, que originalmente se pensó era principalmente de edad Miocenica Tardía (Quechua III), es el resultado de la deformación episódica que involucró las tres fases de deformación Quechua como lo sugiere la deformación de las molasas asociadas (Aleman y ______________________________________________________________________________________ ORBASA 11 EAPIG-UNC
Figura 14. Cuadro Geocronológico, Estratigráfico y Tectónico de Cajamarca, ORBASA - 2013
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LA DEFLEXIÓN DE HUANCABAMBA Y LA CUENCA DE LANCONES La Deflexión de Huancabamba es una megaestructura de deformación cortical ubicada en la región noroccidental del Perú, entre los departamentos de Piura, Cajamarca, Tumbes y parte de Amazonas. Constituye el eje de transición de los Andes centrales a los Andes septentrionales. Esta morfoestructura Cretácica se formó por influencia de un régimen de esfuerzos transpresivos que se desarrollaron durante el Cretáceo y paleógeno por la acreción de bloques alóctonos que hoy conforman los Andes del Norte, entre estos bloques tenemos el macizo Amotapes-Tahuín, el terreno Chaucha y el terreno Pallatanga-Piñón, esta colisión sucesiva también influenció en la formación de la cuenca Lancones.
complejo metamórfico Olmos-Loja. Coincide aproximadamente con la zona de transición entre los Andes Centrales, sin acreción de terrenos o bloques ofiolíticos, y los Andes del Norte, que han sufrido obducción y/o acreción de terrenos oceánicos y/o continentales (Mourier et al., 1998). Está área es la clave para entender el comportamiento tectónico de la margen andina y de terrenos alóctonos (Serrones et al., 1993). El modelo asumido para la evolución magmática de la cuenca Lancones se originaría a partir de un rift con orientación NNE SSO, bajo un régimen extensional ubicado dentro de una margen continental que se formó en el Albiano, hasta una cuenca marginal que fue producto de la separación entre Gondwana y Laurasia, evidenciados por estudios de sedimentología, estratigrafía y geoquímica (Scotese, 1991; Tegart et al., 2000; Ríos, 2004; Winter, 2008; Kennan y Pindell, 2009).
Figura 17. Modelo geotectónico para la formación de la cuenca Lancones entre 105 y 100 Ma, periodo en el cual se originan los depósitos tipo VMS como Tambogrande. Winter (2008).
Figura 15. Configuración de la transversal de Huancabamba a fines del Cretáceo, que reproducen la repartición actual de las placas (J. Aubuin, Lehman 1980)
La cuenca Lancones se sitúa en el noroeste del Perú, 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 AmotapesTahuín y por el este por el
Estudios paleomagnéticos 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 Cretáceo superior (Mourier et al, 1988), que se ajusta a un régimen de cizalla dextral este-oeste (Aspden et al. 1995; Kennan y Pindell, 2009). Este giro correspondería al cambio de rumbo del flanco norte de la Deflexión de Huancabamba con respecto al rumbo del flanco sur; la cuenca transitó desde una dirección axial norte-sur hasta una posición noreste (Ríos, 2004).
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Una serie de eventos colisionales post rift a lo largo del norte de los Andes, en Ecuador y cerca de la cuenca Lancones, contribuyó a un componente adicional de rotación en sentido horario (Mitouard et al., 1990). El terreno alóctono Amotape fue transportado hacia el norte y adosado en el Cretácico inferior con tendencia al noreste por fallas dextrales desarrolladas durante la rotación en sentido horario (Mourier et al., 1988). luego llega y se acreciona en sentido dextral, el terreno Chaucha, causando: Intensa interrupción, fragmentación y rotación de la serie costera Paleozoica metamórfica del dominio Amotape-Tahuín; Desarrollo del sistema de suturas Portovelo-Girón-Peltetec y la melange de Chaucha; a consecuencia de esto se abre el rift tipo “pull-apart” y magmatismo básico (toleítico) formando la cuenca de Lancones. Durante el Cretáceo tardío – Paleoceno, llega y se acreciona dextralmente el terreno Pallatanga-Piñón, causando: el desarrollo de la sutura Jubones-Pallatanga-Pujilí; Continúa la rotación/deformación del dominio Amotape-Tahuín y el sistema de fallas PortoveloGirón; Inversión parcial/rejuvenecimiento de la porción norte de la cuenca de Lancones (Oscar Palacios et al.). Y en el Eoceno superior y Oligoceno inferior con la acreción en este margen del arco de la isla de Macuchi, dirigió la configuración final del terreno (Huges y Pilatasig, 2002; Spikings et al., 2005). (Figura 16)
El macizo Amotapes-Tahuín es un bloque microcontinental del Paleozoico que limita la parte occidental de la cuenca Lancones, y corresponde a un bloque alóctono de acreción 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-Tahuín es un bloque microcontinental del Paleozoico. Morante et al. 2012
En este bloque afloran rocas metamórficas de edad paleozoica intruidos por granitoides triásicos del Macizo de Illescas, Paita y los Cerros de Amotape. Todo este conjunto pertenece a un mismo bloque parautóctono de corteza continental del terreno Amotape-Tahuín (Bellido et al., 2009) Los granitoides del tipo S de edades 220±1,5 Ma y 239±2 Ma son el resultado de la fusión de metasedimentos de la corteza continental superior en relación con un evento tectónico extensional. En el Cretácico inferior este bloque colisiona a la margen continental Perú-Ecuador. (Carlotto et al., 2009) (Figuras 17 – 23). Figura 16.Dominios lito-tectónicos del sur del Ecuador y norte del Perú. (Oscar Palacios et al.)
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Figura 20.Esquema estructural, mostrando la colisión del bloque Amotape y la migración del arco volcánico jurásico a una posición más occidental (arco volcánico Lancones) de edad cretácica. Salcedo et. al. 2012
Figura 18. El terreno Amotape-Tahuín que tiene entre 132 a ~110 Ma—se acreciona al continente sudamericano durante el Cretácico inferior. Morante et al. 2012
La acreción del bloque Amotapes-Tahuin, transportada por una Paleoplaca Pacifica provocaría el bloqueo de la subducción asociada al arco Jurásico (Figura 19) y la naciente de una nueva zona de subducción al oeste, cuya geometría se reflejaría en el arco AlbianoCretácico superior (Mourier, 1988)
Después de la acreción del terreno de AmotapeTahuín a lo largo del segmento norte del Perú se produce la rotación del bloque hacia la derecha del Complejo Olmos. La margen peruana se convierte en una zona de subducción, mientras que el margen ecuatoriano de sistemas transversales noreste se convierte en una transcurrente dextral. Esta modificación originaría en el noroeste del Perú y suroeste de Ecuador una estructura de rumbo axial N-S que daría origen a la formación de la cuenca Lancones que se presenta a partir de grábenes extensivos relacionados a la subducción a lo largo de una margen continental, originados por un régimen de cizalla dextral este-oeste observado en el complejo metamórfico del oro en Ecuador (Aspden et al. 1995) con un continuo fallamiento dextral del terreno de Amotape. (Figura 21)
Figura 19. Esquema estructural, mostrando la posición del arco volcánico del Jurásico superior-Neocomiano y la posición del bloque Amotape. Salcedo et. al. 2012
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Figura 21. Formacion de la cuenca Lancones y fallamiento dextral del bloque Amotapes – Tahuín. Morante et al. 2012
Figura 22. Terminación del rifting marginal, acreción de placa oceánica Pallatanga en el Ecuador. Morante et al. 2012
Figura 23. Modelo tectonoestratigráfico actual del régimen tectónico transpresivo en los Andes del Norte. Morante et al. 2012
Mourier et al. (1988) mediante estudios de paleomagnetismo concluyen que existió una rotación total de 110° en sentido horario sobre las rocas paleozoicas del bloque Amotape–Tahuín (Figura 24) junto con un movimiento latitudinal hacia el Norte. Un complejo básico pre-albiano formado por pillow lavas, flujos de lava y brechas descrito por Mourier et al. (1988, ha sufrido una rotación horaria total de 94° y las formaciones volcánicas que sobreyacen inconformemente a dicho complejo básico de basamento han sufrido una rotación horaria de 63° y son equivalentes con las rocas del arco volcánico Albiano–Senoniano de la Fm. Celica reportadas por Jaillard et al. (1999) y redefinidas como Cretácico Superior por Egüez & Poma (2001). Durante el Terciario se produce una rotación horaria post–cretácica de 35° en una intrusión. Estos datos permiten notar que entre el Cretácico Superior y parte del Terciario Inferior se produjo una rotación de al menos 59° (Mourier et al., 1988).
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Figura 24. Períodos de rotación del Bloque Amotape. Durante el Paleozoico al pre-albiano se produjo una rotación horaria de aproximadamente 16°, en el período pre-albiano hasta Cretácico Superior de produjo una rotación horaria aproximada de 31° y finalmente en el período Cretácico Superior – Terciario una rotación aproximada de 63°, haciendo un total de 110°. Resumido por Pedro Reyes a partir de Mourier et al. (1988)
Dentro de un régimen extensional donde se desarrollaría el arco Alao–Punta de Piedra se separarían parte de los terrenos metamórficos del sur de la Cordillera Real junto con una rotación horaria de 16° dando origen al bloque Amotape (Figura 25a). La colisión del “plateau” Piñón– Pallatanga durante el Campaniano sería responsable de la acreción y plegamiento del terreno Alao en la parte norte de la Cordillera Real, mientras que en la parte sur se produciría la máxima rotación horaria del bloque Amotape (59°) bajo un régimen extensional aún vigente, donde se desarrollaría la Fm. Celica. El subsiguiente movimiento y traslación post–Cretácico del terreno Piñón–Pallatanga en dirección NNE (Figura 25b) explicaría el resto de la rotación Terciaria del bloque Amotape (35°) y la incorporación dentro de dicho bloque de ciertos fragmentos ofilíticos que según datos geoquímicos reportados por Bosch et al. (2002) indicarían una afinidad de “plateau” basalto (OIB) para algunas rocas de alta presión del Complejo Metamórfico Raspas. Estos fragmentos podrían corresponder a relictos cretácicos del terreno Piñón-Pallatanga emplazados tectónicamente y acrecionados lateralmente en el bloque Amotape.
Figura 25. Esquemas teóricos sobre la evolución Cretácica de la Cordillera Real y el Bloque Amotape. (a) La colisión del plateau Piñón – Pallatanga causaría la interrupción del volcanismo en el arco volcánico Alao, pero permite la continuidad del volcanismo en la parte sur por medio de un régimen extensivo. (b) La migración del plateau Piñón – Pallatanga en dirección NNE adiciona fragmentos en el bloque Amotape y genera una zona de melange al Norte del mismo. La rotación final se completa en este período. Reyes, P. (2008).
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Mientras que en la cuenca Lancones al menos se desarrollaban tres etapas de depositación (Salcedo et. al. 2012), la fase de 100 a 105 Ma levantamiento por colisión de bloque Amotape, inicio de la sedimentación con primeros pulsos magmáticos. Fase de 91 a 99 Ma inestabilidad tectónica con la sedimentación de una potente serie turbidítica continua al magmatismo. Y la fase de 70 a 65 Ma. Cierre de la cuenca e inicio de la deformación. (Modificada de Winter, 2008)
FRENTE ANDINO ORIENTAL El Frente Andino Oriental representado como Sistema de fallas Cauca – Romeral en Colombia y Venezuela (Germán Chicangana, 2005; Grosse, 1926; Campbell, 1968) y Falla Golfo de Guayaquil en el Ecuador y norte de Perú (Churchill Vela, 2008) divide los andes septentrionales o bloque Nor – Andino de los Andes Centrales. El bloque Nor – Andino (Pennington, 1981) está formado por rocas continentales y oceánicas adicionadas al continente, tal como hablamos en el apartado anterior. Se encuentra limitado al Norte por el Cinturón Deformado del Caribe Sur; al occidente por la fosa Ecuador – Colombia – Panamá; al Este y Sur por el “Frente Andino Oriental”, este último límite está formado por una serie de fallas transpresivas dextrales de carácter 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 dirección N35°E respecto a Sudamérica (Trenkamp et al., 2002).
Figura 27. Esquema de la geodinámica en el Noroeste de Sudamérica. Modificado de Penington (1981).
Figura 26. Fases de la evolucion de la Cuenca Lancones (Winter, 2008; modificado por Salcedo et. al. 2012)
El Frente Andino Oriental representa una zona de debilidad importante durante la historia geológica de la región norandina y corresponde a varios fenómenos tectónicos superpuestos, de los cuales los principales representan un tectonismo de estilo alpino, de edad cretácica, al cual se superpuso una tectónica de cizallamiento, con grandes fallas de rumbo removilizadas durante todo el Cenozoico (Toussaint y Restrepo, 1984).
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Los sentidos y magnitud de los diversos desplazamientos de rumbo han sido ampliamente discutidos, principalmente porque la dirección de las fallas es subparalela a la dirección de la gran mayoría de las unidades litológicas y, así, los desplazamientos aparentes no son claros. Inicialmente, se supuso un movimiento dextral para el sistema (Feininger, 1970; Irving, 1971; Hall et al., 1972) basándose en un aparente desplazamiento de los terrenos premesozoicos de la zona de Puquí, a lo largo de la falla Espíritu Santo en Colombia. Sin embargo, basado en el estudio de la geometría de micropliegues en charnelas verticales, en una falla del Sistema Romeral, se postuló un desplazamiento sinestral (Toussaint y Res-trepo, 1977) para el período actual, que ha sido apoyado, por varios estudios geofísicos. Los estudios paleomagnéticos de Mac Donald (1980) indirectamente apoyan un movimiento sinestral reciente.
Figura 28. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica. para el Triásico Superior y Jurásico Inferior. (Modificado de Chicangana, 2005)
En el Jurásico y los primeros inicios del Cretáceo se inicia la convergencia al SE de la placa oceánica Farallón con la placa Continental Sudamericana; ocurre subducción a lo largo del segmento ecuatoriano, mientras que el margen peruano tiene en sus inicios dirección NNO. Morante et al. 2012
Sin embargo, el Frente Andino Oriental puede haber tenido un comportamiento complejo, con cambios de sentido de movimiento, en función de los cambios de dirección 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). Así Germán Chicangana (2005) propone que partir del Plioceno Superior, con el acrecentamiento del Bloque Costa Rica – Panamá – Choco en la esquina noroccidental de Colombia (Figura 35), se presenta una inversión 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 colisión, 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 geológica del Frente Andino Oriental puede resumirse en los siguientes eventos: inicialmente esta área correspondía a un límite divergente, durante el Jurásico las masas continentales del Norte y Sur América estaban separándose y había un océano entre ella, con un intenso vulcanismo submarino a lo largo de una dorsal medio-oceánica (Percy Denyer, 2003) (Figura 28)
Figura 29. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica para el Jurásico Superior. (Modificado de Chicangana, 2005)
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CEC
Figura 31. Desplazamiento de la placa Caribe a partir del Campaniano. CH: Bloque Chortis, PAN: Proto - Antillas, CEC: Corteza engrosada del Caribe, AN: América del Norte, AS: América del Sur, PF: Placa Farallón, BA: Plataforma de Bahamas. Modificado de Denyer et al. 2003
Figura 30. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica, para el Aptiano. (Modificado de Chicangana, 2005)
Es en este ambiente tectónico cuando se acrecionan los terrenos Amotape y el Chaucha Guamote al margen continental ecuatoriano (ver apartado anterior). Estas acreciones producen disminución en el magmatismo del arco producto de la subducción desarrollada desde el Jurásico Superior en el margen continental (Ordóñez 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 Suramérica convirtiéndose como la causa directa del incremento del metamorfismo dinámico en el Frente Andino Oriental debido al efecto de esta colisión (Germán Chicangana, 2005).
Figura 32. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica para el Paleoceno Mostrándose aquí el origen posible de la Placa Caribe. (Modificado de Chicangana, 2005)
Probablemente durante el lapso Aptiano – Turoniano La placa Caribe conformaba una sola provincia ígnea con la Meseta Ontong Java puesto que presentan características geoquímicas similares que señalan lavas de alta temperatura relacionadas a magmas primarios y que luego se separaron. (Germán Chicangana, 2005). Durante el lapso Maastrichtiano – Paleoceno, se produce la acreción del terreno Pallatanga en el extremo sur del margen continental de Suramérica y en el Eoceno la acreción en este margen del terreno Macuchi (ver apartado anterior). Mientras eso la placa Caribe se desplazaba en dirección NE.
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NW de Sudamérica y los estilos orogénicos de los Andes del Norte desde el Plioceno Superior hasta el presente.
Figura 33. Desplazamiento de la placa Caribe durante el Paleógeno. CEC: Corteza engrosada del Caribe, AN: América del Norte, AS: América del Sur, PF: Placa Farallon, FM: Fosa Mesoameicana, PCG: Punto Caliente de Galápagos. Modificado de Denyer et al. 2003 Figura 35. Figura 35. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica para el Mioceno Inferior (Modificado de Chicangana, 2005)
Figura 34. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica, para el Eoceno. (Modificado de Chicangana, 2005)
Figura 36. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica para el Mioceno Superior y Plioceno Inferior. (Modificado de Chicangana, 2005)
La partición de la Placa Farallón en el Oligoceno, conllevó a que la placa Caribe se trasladara al ENE siguiendo el margen noroccidental de Suramérica hasta terminar encajándose entre las placas Norteamérica y Suramérica durante el Neógeno (Germán Chicangana, 2005). Consecuencia final de esta convergencia es el acrecentamiento y colisión en el Neógeno tardío del Bloque Costa Rica – Panamá – Choco en la esquina noroccidental de Colombia que juega un papel importante en la dinámica Frente Andino Oriental produciendo una fuerte deformación hacía 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 Figura 37. Escenario geodinámico para la esquina NW de colisión de la dorsal de Carnegie en el sur de esta Sudamérica, para el Presente. (Modificado de Chicangana, 2005). zona configurando la geometría litosférica actual del ______________________________________________________________________________________ ORBASA 21 EAPIG-UNC
CONCLUSIONES Tomando la definición de Ernesto Cristallini (2000), quien considera que las zonas de deformación 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 tectónicos como: Zonas transformantes vinculadas a dorsales oceánicas, Zonas transformantes vinculadas al límite de placas, Zonas de convergencia oblicua de placas, y Zonas de intraplaca. Y luego de haber estudiado las principales consideraciones concernientes a esta investigación, concluimos que la componente cizallante de la Tectónica Andina en el Norte del Perú, está vinculada a dos causas principales: (1) La convergencia oblicua de la placa Farallón, luego placa Nazca, con la placa Sudamericana ocasionada por los cambios en la dirección de convergencia. En el trabajo de Pardo-Casas y Molnar (1987) al menos se diferencia cuatro cambios importantes en la dirección de movimiento de la placa Farallón/Nazca (Figura 6), hasta hace 59 Ma la placa Farallón se movía en dirección N (NNE), posiblemente en el Cretáceo la dirección era NW, durante este periodo el límite entre la placa Farallón y Sudamérica era transformante dextral. A partir de los 49 Ma la dirección de movimiento de la placa Farallón se erige a N65° que se mantiene más o menos homogénea hasta los 35.58 Ma, etapa en la que se desarrolla el evento más importante de la Tectónica 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 variación en la dirección de movimiento de la placa oceánica alternando giros horario, antihorario; oscilando la dirección de desplazamiento entre E y NE, esta etapa correspondería a la ruptura sucesiva de la placa Farallón hasta formar las placas Nazca, Vancouver (la futura placa Juan de Fuca) y Guadalupe (que luego evolucionó en las placas Rivera y Cocos). A 25.82 Ma se produce un giro horario causando una convergencia oblicua (S75ºE- S80ºE) entre la ahora placa de Nazca y la placa sudamericana, esta dirección se mantiene hasta los 19.90 Ma, esta etapa corresponde al último evento de la Tectónica Inca (Inca IV) caracterizada por una compresión con
componente cizallante sinestral. Luego la dirección de desplazamiento de la placa Nazca da un giro antihorario hasta N75ºE a partir del cual se mantiene con pocas variaciones hasta la actualidad. Esta dirección provoca una convergencia oblicua que genera una compresión con una componente de cizalla dextral, en este marco se desarrolla la Tectónica Quechua (I – IV). (2) El segundo factor y no de menor importancia que genera la componente cizallante de la Tectónica Andina en el Norte peruano es el desarrollo, formación y evolución del Frente Andino Oriental; que su historia geológica se remonta hasta el Jurásico cuando esta área era el límite divergente entre Godwana y Laurasia, pero su actividad orogénica se inicia a finales del Jurásico e inicios del Cretáceo cuando la placa Farallón converge con la placa Sudamericana subducíendola oblicuamente, en el Cretáceo Inferior se acreciona al margen continental el bloque microcontinental Amotapes-Tahuín, luego llega y se acreciona al Noreste el terreno Chaucha, causando una rotación horaria del bloque Amotapes-Tahuín fragmentándolo por medio de fallas dextrales como consecuencia de esto se abre un rift tipo “pull-apart” formando la cuenca de Lancones de rumbo axial NS que se presenta a partir de grábenes extensivos originados por un régimen de cizalla dextral esteoeste, a partir del Campaniano hace su aparición la placa Caribe que se desplaza en dirección NE provocando que a finales del Cretáceo el terreno oceánico Pallatanga-Piñón se acrecionara al margen Sudamericano ocasionando un giro horario de la cuenca Lancones de cerca de 90°. Este giro correspondería al cambio de rumbo del flanco norte de la Deflexión de Huancabamba con respecto al rumbo del flanco sur; la cuenca transitó desde su dirección axial norte-sur hasta una posición noreste. A partir del oligoceno la ruptura de la placa Farallón y el subsecuente empuje de las placas Cocos y Nazca conllevó a que la placa Caribe girara en sentido horario a una dirección ENE generando el movimiento del Bloque Nor-Andino en dirección NE y la activación del Frente Andino Oriental como un sistema transpresivo dextral. Este sistema continúo activo durante la última reorganización de placas producidas en el Pleistoceno donde la placa Nazca se subdivide en tres bloques y el bloque Nazca
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Norte subduce al bloque Nor-Andino desplazándolo al ENE con una velocidad de 5.9 cm/a con respecto a Sudamérica que está siendo subducida en su margen central por el bloque Nazca Centro a 7.4 – 8.2 cm/a en dirección NE, esta diferencia de velocidades probablemente hayan activado las fallas del sistema transpresivo del Frente Andino Oriental en sentido sinestral que se está manteniendo en la actualidad, como sugieren algunos autores aunque atribuyen las causas la compresión producida por el Bloque Costa Rica – Panamá – Choco en la esquina noroccidental de Colombia. El desarrollo de la componente cizallante en la Tectónica Andina ha tenido una gran influencia en la mineralización en el Norte Peruano, en la zona de Cajamarca se han identificado tres Corredores estructurales que controlan la disposición espacial de los depósitos minerales. Así 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 sulfuración. El Corredor Michiquillay – Hualgayoc (Gómez & Veliz, 2002) alineado al trend Andino caracterizado por el emplazamiento de depósitos porfiríticos 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 auríferos en depósitos epitermales de alta sulfuración. Según 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 tectónicas 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 formación de estructuras “Horst tail” y mineralización de Au tipo Bonanza en depósitos epitermales de baja sulfuración. A demás 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 habría formado durante un margen extensional (Cretácico), luego en el
Cenozoico estas fallas normales fueron reactivadas originando una inversión tectónica 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 dirección de convergencia de la placa de Nazca, que la falla Punre-Canchis se reactiva. La característica principal de la reactivación de la falla es que cambia su sentido de movimiento a un comportamiento sinestral, con una fuerte componente compresional, pero además con una clara componente tensional en las zonas de inflexión de la falla. Estructuras secundarias a la falla principal se formaron durante la etapa extensional y habrían preparado el control estructural para el emplazamiento de los depósitos porfiríticos 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 originó durante la Tectónica Inca con componente inverso y se reactivó en el Paleógeno superior como falla direccional dextral. (Lagos et al.). El Corredor Estructural Chicama – Yanacocha se diferencia de los otros corredores estructurales porque tiene una orientación NE. Este Corredor Estructural presenta lineamientos de dirección NE que convergen con los grandes lineamientos y fallas de rumbo andino (NW). Para Raymond Rivera (2008) estos lineamientos de dirección 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 formación de la deflexión de Huancabamba lo que corroboraría la influencia de la evolución del Frente Andino Oriental en la componente cizallante de la Tectónica Andina en el Norte Peruano. Evidencia de esto se halla en la alineación NE de los cuerpos mineralizados del distrito minero Yanacocha que posiblemente se emplazaron controlados por una falla profunda cretácea reactivada en el Paleógeno y Neógeno temprano.
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