TRANSICIÓN DE LOS ANDES CENTRALES A LOS ANDES DEL NORTE: NUEVA COMPRENSIÓN BASADA EN EL RECONOCIMIENTO DE CAMPO Y NUEVOS DATOS GEOQUÍMICOS - GEOCRONOLÓGICOS

TRANSICIÓN DE LOS ANDES CENTRALES A LOS ANDES DEL NORTE: NUEVA COMPRENSIÓN BASADA EN EL RECONOCIMIENTO DE CAMPO Y NUEVOS DATOS GEOQUÍMICOS - GEOCRONOLÓGICOS OSCAR PALACIOS (2), LUIS PILATASIG (1), JOSE SÁNCHEZ (2), DIEGO GORDÓN (1) Y ROBERT SHAW (3) (1) Dirección Nacional de Geología del Ecuador (DINAGE) (2) Instituto Geológico Minero y Metalurgico (INGEMMET), Perú (3) Consultant, Geological Survey of Canada (GSC) * Corresponding Authors: [email protected] - [email protected] [email protected] - [email protected]

En base a trabajos de campo y recopilación geológica, se verificó y reinterpretó, el contexto geológico, estratigráfico, lito-tectónico y morfo-estructural de la región de frontera entre Perú y Ecuador (Figura 1). Las actividades han sido realizadas por una comisión de geocientíficos, en convenio entre DINAGE, Ecuador, e INGEMMET, Perú, bajo el desarrollo del Proyecto Multinacional Andino, Geociencias para Comunidades Andinas (MAP-GAC), fomentado y asesorado por el Servicio Geológico de Canadá. Las observaciones de campo han sido apoyadas por análisis petrográficos y químicos preliminares, incluyendo análisis de multielementos, de tierras raras, de rayos-X's y por  dataciones con el método Ar/Ar. El trabajo es   plasmado en un mapa geológico a escala 1:500.000 de cobertura entre los 3° y 6° latitud sur. El sistema de la Cordillera Andina se puede considerar  en términos de tres segmentos: Meridional (Patagónico), Central, y del Norte; (Figura 1). Los datos de campo y los estudios de teledetección indican que el área de estudio bi-nacional bi-nacional se sitúa en la zona de transición de los Andes Centrales a los los del  Norte, estando situada dentro de la región conocida como el Bloque Andino del Norte. Tomando en cuenta los fundamentos estratigráficos y consideraciones morfológicas y geo-tectónicas, a zona de transición de los Andes Centrales a los Andes del Norte, se la puede entender en términos de seis dominios lito-tectónicos (Figura 2). El contexto lito-estratigráfico de los dominios ha sido correlacionado a lo largo de la frontera del Perú y de Ecuador (Figura 3). El análisis lito-tectónico y morfo-estructural asegura la compatibilidad lito-estratigráfica interna en cada dominio. A la vez se destacan fundamentalmente las características y límites estructurales (las suturas y/o estructuras importantes) que separan los dominios e indican c ambios y diferencias con el paso del tiempo en la evolución tectónica de los Andes del Norte en relación a los Andes Centrales. Es importante reconocer que los dominios lito-tectónicos definidos no coinciden siempre con la nomenclatura fisiográfica comúnmente usada para los Andes de Perú y de Ecuador (e.g. Cordilleras Oriental, Central, Occidental o de la Costa, Cordillera Real, Cordillera del Cóndor etc.). De este al oeste los seis dominios lito-tectónicos incluyen:

Escudo de Guyana (Cuenca Oriental y Faja Sub-Andina o Antepais): Este dominio consiste de un basamento cristalino del Proterozoico, cubierto por gruesas secuencias (meta)sedimentarias, epicontinentales, autóctonas, Paleozoicas, Mesozoicas y Cenozoicas, las cuales han sido deformadas por cabalgamiento y plegamiento asociado, con vergencia al este, a lo largo de la Faja Sub-Andina (CODIGEM-BGS, 1993; INGEMMET, 1995). El levantamiento y la erosión están bien registrados en las disconformidades en el Aptiano-Albiano y Cretáceo tardío. La Faja Sub-Andina del área de estudio mantiene una posición morfológica y un desarrollo sedimentológico y en parte estructural, parecida a la del ante país en la Cuenca de NapoPutumayo (Ecuador-Colombia) o de los Llanos en Colombia.

FIGURA 2: Dominios lito-tectónicos del sur del Ecuador y norte de l Perú. Pucará - Zamora: El dominio Pucará-Zamora, incluyendo a la zona morfológicamente conocida como la Cordillera del Cóndor, consiste predominantemente de secuencias sedimentarias y

volcánicas e intrusivas, de edades Pérmica, Triásica y Jurásica. La base del dominio incluye las sedimentitas de los Grupos Mitu (Pérmico) y Pucará y la unidad Piuntza y Fm. Santiago (Triásico - Jurásico), interpretadas como depositadas en una zona de rift. Al sur de Ecuador y norte del Perú el Grupo Pucará y la Fm. Santiago se encuentran debajo de las Formaciones MisahuallíOyotun y Chapiza-Sarayaquillo del Jurásico medio hasta tardío (INGEMMET, 1995). Al norte el componente volcánico esta estratigráficamente interdigitado con las secuencias volcánicosedimentarias de la unidad Upano (CODIGEM-BGS, 1993; Litherland et al., 1994). La base del dominio está intruída por el Batolito de Zamora, de afinidad calco-alcalina y edad Jurásico temprano hasta medio (CODIGEM-BGS, 1993; Litherland et al., 1994). Los plutones asociados se extienden hasta el norte de Perú. El dominio Pucará-Zamora es autóctono. Al este contiene secuencias sedimentarias progradantes del Cretáceo que corresponden al Grupo Oriente - Fm. Hollín, que se extiende por la Faja Sub-Andina mientras que al oeste está en contacto discordante y fallado con las secuencias metamórficas del Paleozoico temprano del dominio Olmos-Loja. Al norte de Perú cerca a la frontera con Ecuador aparecen pequeños batolitos y stocks porfiríticos que han sido asignados al Cretáceo medio a tardío. Dataciones Ar/Ar generadas en el presente estudio indican una edad para el Batolito de Zamora del Jurásico temprano (202 Ma), que coinciden con datos previos de Litherland et al. (1994), mientras que edades promedias de 33 Ma   para la Fm. Oyotun sugieren que el sistema del Ar/Ar ha sido "reseteado" localmente por  volcanismo y/o levantamientos durante el Oligoceno. El dominio Pucará-Zamora comparte con los Bloques Ibagué y San Lucas en los Andes del Norte de Colombia, la edad, la posición litotectónica, la evolución sedimentaria y volcánico-magmática (Cediel et al., 2003).

Olmos - Loja: Este dominio lito-tectónico se desarrolla ampliamente en Ecuador y Perú al oeste del dominio Pucará - Zamora. El dominio Olmos-Loja consiste de rocas metamórficas del Paleozoico temprano hasta medio. Está constituido por las unidades Chiguinda e Isimanchi de Ecuador (CODIGEM-BGS, 1993; Litherland et al., 1994) y el complejo de Olmos, el Grupo Salas y la Formación Río Seco en Perú Perú (Reyes y Caldas, Caldas, 1987; INGEMMET, 1995). También incluye el gneis de Sabanilla (Ecuador) y su equivalente el gneis de Chimarra (Perú). En general estas rocas se extienden regionalmente y se incluyen secuencias de esquistos grafíticos tectónicamente intercalados con niveles de pizarras y esquistos cloríticos, anfibolitas, cuarcitas, filitas, mármoles y localmente gneis, intruídos por granitoides peralumínicos del Permo-Triásico (e.g. Tres Lagunas). El tectonismo en el dominio Olmos-Loja se presenta de moderado a intenso y el grado de metamórfismo es muy variable. Este incluye generalmente esquistos verdes de bajo a mediano grado. Localmente son importantes rocas hasta del grado alto de la anfibolita (e.g. Sabanilla, Chimarra). En muchos casos parece que el grado metamórfico está ligado a la   proximidad de cuerpos intrusivos especialmente del Permo-Triásico. Las rocas del Paleozoico temprano forman el basamento para el desarrollo de amplias secuencias de rocas volcánicas y sedimentarias del Cenozoico, incluyendo al Grupo Calipuy por el lado peruano y los Grupos Sacapalca y Saraguro por el lado ecuatoriano. Las cuencas interandinas tipo “pull-apart” o   planicies paleo-costaneras del Neógeno (e.g. Cuenca-Girón, Loja, Malacatos-Vilcabamba, Zumba-San Ignacio, etc.) también se desarrollan sobre Olmos-Loja. Este dominio está limitado al este por la falla (paleo-sutura?) demarcada por el complejo ultramáfico (ofiolita?) (ofiolita?) de Zumba y el sistema de fallas Palanda-Cosanga (véase Litherland et al., 1994 y Cediel et al., 2003). Al noroeste está limitado por la falla de Peltetec del Jurásico tardío-Cretáceo temprano, mientras que al suroeste ocurre un contacto discordante y fallado con las secuencias volcano-sedimentarias de la Cuenca de Lancones-Alamor. Olmos-Loja está internamente interrumpido y afectado por  grandes cabalgamientos, duplex y pliegues de vergencia al este (e.g. Fallas Baños) y localmente al oeste (e.g. Las Aradas, Loja, Loja, Yangana). Los abruptos cambios en grado metamórfico se   pueden atribuir a cabalgamientos y superimposición tectónica y a la proximidad de intrusiones meso-cenozoicas. Investigadores previos han caraterizado al dominio Olmos – Loja como

alóctono. Cediel et al. (2003) consideran al Terreno Loja (de Litherland et al., 1994) como parte de un extenso prisma acrecionario parautóctono obductado al margen continental durante el Paleozoico temprano y equivale al Terreno Cajamarca-Valdivia que aflora extensamente en la región central de Colombia. Dataciones Ar/Ar (biotita) producidas en el transcurso del presente estudio en los gneis de Chimarra y Sabanilla dieron edades de ca. 85 y 37 Ma, respectivamente, se deben a los efectos tecto-térmicos meso-cenozoicos sobre el dominio Olmos-Loja en el área de estudio.

Cuenca de Lancones: La cuenca de Lancones ocupa una porción considerable de la frontera entre Ecuador y Perú (Figura 2) y sus límites geológicos han sido bien delineados a ambos lados de la frontera. La historia tecto-sedimentaria desde el Albiano hasta el Paleoceno ha sido estudiada en detalle por Jaillard et al. (1996) y Jaillard et al. (1999). Lancones consiste de una cuenca compuesta volcano-sedimentaria autóctona del Jurásico reciente (?) al Cenozoico inferior. En el área de Puyango-Losumbé se encuentran expuestas grauwacas del Jurásico tardío o del Cretáceo más temprano (pre-Aptiano, Jaillard et al., 1999), mientras que en el área sur occidental de la cuenca (Perú), afloran conglomerados y secuencias carbonatadas del Aptiano-Albiano y en el Río Quiroz (Perù) sector oriental, se hallan expuestos flujos basálticos, columnas basálticas, almohadillas basálticas, auto-brechas, diques máficos de grano fino y piroxenita de composición toleítica con intercalaciones locales de niveles de chert que contienen fósiles del Aptiano. Al   principio del Aptiano el volcanismo cambia a calco-alcalino. Está dominado por flujos andesíticos y piroclastos. En los niveles superiores alternan rocas volcano-sedimentarias y volcanogenicas retrabajadas, localmente intercaladas con las secuencias pelíticas y siliclásticas de la parte alta de la columna estratigráfica (Serie Copa de Sombrero - Alamor - Zapotillo). Jaillard et al. (1999) documentó varias fases de la evolución de la cuenca del Cretáceo medio al Paleoceno. El margen este de la cuenca está intruído por el batolito granítico a granodiorítico de Tangula datado en Ecuador en 114 Ma (K-Ar, biotita; Litherland et al, 1994). Del lado peruano ha sido denominado como parte del Batolito de la Costa. Las dataciones con Ar/Ar que se han obtenido durante el presente estudio dan edades que varían de 93 Ma (biotita) a 122 Ma (horblenda). El Batolito de Tangula está cortado por diques máficos de grano fino. La cuenca de Lancones es discordante y en parte en contacto fallado con la faja metamórfica Amotape-Tahuín al norte (Feininger, 1972; CODIGEM-BGS, 1994); al sur está cubierto por sedimentos de la cuenca del desierto de Sechura del Cenozoico. Hacia el este los contactos estructurales y estratigráficos con el basamento Paleozoico Olmos-Loja están en su mayor parte enterrados bajo gruesas series volcano-sedimentarias del Paleoceno (Sacapalca-Llama). Se han hecho varios   pozos para la exploración petrolera dentro de la cuenca; el más profundo cortó rocas metamórficas de edad Paleozoico inferior que se correlacionan con las del dominio Olmos-Loja al este y el dominio Amotape-Tahuín al oeste (ver a continuación). En cuanto a la evolución tectónica, la cuenca Lancones no tiene equivalente en los andes colombianos.

Amotape-Tahuín: El dominio Amotape-Tahuín incluye la provincia El Oro en Ecuador  (Feininger, 1972; CODIGEM-BGS, 1994) y el Complejo Metamórfico de la Costa en Perú (Illescas, Paita, Islillas; Palacios, 1994). Amotape-Tahuín está principalmente compuesto por  rocas metamórficas del Paleozoico inferior de grado sub-esquisto verde a anfibolita baja, incluyendo pizarras grafíticas y pelíticas, esquistos de cuarzo y mica (biotita, moscovita), meta  psamitas, ortocuarcitas y anfibolitas. En conjunto está intruído por ortogneis peraluminicos a metaluminicos que ha dado edades Permo-Triásicas desde ca. 280 Ma (U/Pb, zircones) hasta ca. 220 Ma (Ar/Ar, biotita, Vinasco (2004), y presente estudio). Amotape-Tahuín está en contacto discordante, modificado estructuralmente, con las secuencias volcano-sedimentarias de la cuenca Lancones-Alamor al sur, mientras que al norte está en contacto estructural con fragmentos alóctonos de rocas oceánicas del Jurásico que forman parte del terreno Chaucha, que fue acrecionado al margen continental a lo largo del sistema de fallas y suturas Portovelo-GirónPeltetec (CODIGEM-BGS, 1993), comenzando desde el Jurásico reciente (ver a continuación). Al oeste Amotape-Tahuín forma el basamento de secuencias eocenicas, miocenicas y   pleistocenicas de las cuencas Talara y Progreso que afloran en la plataforma costanera. Varios autores anteriores (ver referencias en Litherland et al., 1994) han designado las unidades Amotape-Tahuín como alóctonas, basándose principalmente en su posición estructural (foliación ca.  N-S a ca. E-W) y su grado variable de metamorfismo. Sin S0 - S1 con rumbo que varia de ca. N-S protolito, las rocas metamórficas de Amotape-Tahuín no embargo, litológicamente, en cuanto al protolito,

se pueden distinguir de aquellas de las secuencias del Paleozoico inferior que se observan a lo largo de la parte noroccidental de Sudamérica. Dentro del área de estudio del Mapa Bi-Nacional se observa que protolitos del Paleozoico inferior y grado de metamorfismo similar forman el   basamento de la cuenca de Lancones y afloran a lo largo de las áreas de Olmos, Morropón, Ayabaca, Amaluza, Cariamanga, Loja, Vilcabamba, Valladolid y San Ignacio. Estas observaciones sugieren que formaron parte del mismo complejo de basamento regionalmente extenso, estructuralmente alterado y de metamorfismo variable (ver la discusión a continuación y Cediel et al., 2003). Esta conclusión está apoyada en las correlaciones estratigráficas señaladas en el presente estudio.

Terrenos del Pacífico: La distribución de los terrenos del Pacífico está geográficamente restringida al Ecuador. Estas secuencias afloran a lo largo del margen norte del dominio Amotape-Tahuín y al oeste del dominio Olmos-Loja, a lo largo de la costa pacífica ecuatoriana al norte de Portovelo. Se pueden identificar dos ensambles de terreno distintos dentro del área del Mapa Bi-Nacional. El primer ensamble consiste del terreno Chaucha y la melange compuesta del margen paraautóctono Paleozoico tectonizado/fragmentado (e.g. unidad La Victoria; CODIGEM-BGS, 1994) mezclado con trozos irregulares y fragmentos de acreciones de rocas volcánicas oceánicas Jurásicas y rocas sedimentarias, incluyendo las ofiolitas El Toro y Peltetec y el terreno Guamote (Litherland et al., 1994). El terreno Chaucha es equivalente al terreno y melange RomeralPeltetec de Ecuador y Colombia como lo describió Cediel et al., 2003. El carácter litológicamente heterogéneo de la melange de Chaucha tomó forma cuando bloques (para)alóctonos desmembrados fueron acumulados y acrecionados al fragmentado margen continental del Paleozoico a lo largo de la falla dextral oblicua Portovelo-Girón-Peltetec (Baldock, 1982; CODIGEM-BGS, 1993) y el sistema de suturas que comienza en el Jurásico tardío hasta el Aptiano. El sector de esquistos azules Raspas de la ofiolita El Oro, localizada en el sector  Portovelo, dio edades K/Ar de 132 Ma (McCourt and Feininger, Feininger, 1984). Al norte, el carácter de la melange Chaucha está enmascarado por gruesas secuencias volcánicas recientes del Plioceno a lo largo de la depresión inter-Andina. El segundo ensamble de terrenos oceánicos del Pacífico, se denomina el terreno PallatangaPiñón, y consiste de basaltos oceánicos toleíticos (McCourt, et al., 1997, Pratt, Pratt, et al., 1997) con química dominantemente MORB y E-MORB y sedimentos de tipo flysch. Las secuencias generalmente varían en edad de Cretáceo medio inferior a Cretáceo tardío medio. Fueron acrecionadas en el Cretáceo tardío (McCourt, et al., 1997) al margen continental que en aquel tiempo consistía de la melange Chaucha, a lo largo de la falla dextral Jubones-Pallatanga-Pujilí y el sistema de suturas que comienza en el Cretáceo tardío (Litherland et al., 1994). El terreno Pallatanga-Piñón se extiende hacia el norte dentro de Colombia en donde ha sido correlacionado con el terreno Dagua y el sistema de d e falla/suturas Cauca de Cediel et al. (2003). Como se hizo notar, las rocas alóctonas de los terrenos del Pacífico están limitadas a la porción ecuatoriana del área del Mapa Bi-Nacional. Es importante hacer notar que estos terrenos no están representados en la parte más lejana del noroeste de Perú ni tampoco tienen equivalente geológico en los Andes Centrales. No obstante, es importante destacar su papel dentro del desarrollo lito-tectónico y morfo-estructural del área del Mapa Bi-Nacional (es decir, dentro de la transición Andina Central hasta la del Norte). La acreción secuencial, dextral-oblicua de los terrenos Chaucha y Pallatanga-Piñón han jugado un papel crítico en el estilo y en el momento en que ocurrió la sedimentación, el levantamiento, y los eventos volcánicos/intrusivos en toda la región. La marcada variación en la expresión morfo-estructural de hoy en día entre los Andes del

  Norte y Centrales está directamente relacionada a las acreciones de los terrenos del Pacífico (véase la discusión a continuación. En Colombia, referirse a Cediel et al., 2003).

Síntesis y Conclusiones Las observaciones de campo del equipo Bi-Nacional Ecuador-Perú, con la asistencia de análisis geoquímicos nuevos (roca total, multielementos, dataciones radiométricas) han permitido  proponer el resumen de la evolución tectónica de la región involucrada en el Mapa Bi-Nacional y de la transición Andina Central a la del Norte en general. El margen continental de subsidencia del Escudo de Guyana y el Cratón del Amazonas formaron el basamento para el depósito de grandes secuencias marinas y epicontinentales siliclásticas, siliclásticas, carbonatos y rocas volcánicas máficas a intermedias, durante el Proterozoico más tardío y durante el Ordovícico, Silúrico y Devónico. Las secuencias estuvieron sometidas, durante el Paleozoico inferior, a deformación estilo cordillerano y metamorfismo regional. En la región Andina del  Norte, la porción de la cuenca volcano-sedimentaria marina de este ensamble (dominios OlmosLoja-Amotape-Tahuín), fue obducida sobre el margen continental a lo largo de una sutura que sigue aproximadamente las estructuras Cosanga, Palanda y Zumba. El intenso plegamiento, de semi dúctil a dúctil, y una fase temprana de cabalgamiento observada en el dominio Olmos-Loja ocurrieron durante este tiempo. Subducción local o el aumento en el espesor de la corteza generaron un magmatismo que data del Paleozoico inferior y del Permo-Triásico, causó el metamorfismo altamente variable que se observa en estas secuencias. Las rocas de grado metamórfico más alto se observan en las cercanías c ercanías de cuerpos intrusivos (ver a continuación ). La sutura Cosanga-Palanda-Zumba sufrió una reactivación extensional durante el periodo de rift del Paleozoico tardío al Mesozoico temprano que afectó la parte noroeste de Sudamérica a nivel regional. Esta extensión facilitó el emplazamiento de granitoides peralumínicos (alojados en corteza continental??) a lo largo de la región, la que también originó subsidencia que condujo al relleno de la extensa plataforma carbonatada Pucará y secuencias equivalentes desde la parte central a la noreste de Perú y el sureste de Ecuador. Es importante notar que no se observa evidencia en el campo del desarrollo de un evento metamórfico regional o de un sistema de cizallamiento transpresivo durante el Triásico tardío, como lo propuso Litherland et al., (1994).   No obstante, se ha observado que muchos de los granitoides peralumínicos muestran edades "reseteadas" en el rango 230 hasta 220 Ma, que han sido relacionadas a la orogenia Alleganiana de Europa central (Vinasco, 2004). La transición del Triásico al Jurásico está marcada por una distensión continua y el emplazamiento subsecuente de arcos magmáticos de subducción local, como el de Zamora, entre regiones de márgenes generalmente pasivas. Sedimentación en cuencas restringidas marinas e intracontinentales (Fm. Sarayaquillo) está registrada. En el Jurásico más tardío - Cretáceo temprano, la transición Andina Central a Norte comienza a tomar su carácter moderno. En el tiempo pre-Jurásico esta “transición” se distingue por la llamada deflección de Huancabamba, la cual parece haber representado la curvatura natural de dirección norte-oeste a norte-este del margen del bloque cratónico continental (ver la reconstrucción y referencias presentada por Litherland et al., 1994). La consecuente llegada y acreción de los terrenos Pacíficos alóctonos (Chaucha, Pallatanga-Piñón) proporcionaron los mecanismos que impulsaron la variada e intensa actividad tectónica que diferencia la historia orogénica Meso-Cenozoica del Bloque Andino del Norte de la de los Andes Centrales (ver la descripción de la Fase Inca del norte de Perú (Reyes y Caldas, 1978; INGEMMET, 1995) y de la orogenia de los Andes del Norte como la describió Cediel et al., 2003). En general, la llegada de los terrenos alóctonos y la actividad tectónica a sociada se puede considerar en dos fases:

1) Jurásico más tardío - Aptiano: llegada y acreción dextral del terreno Chaucha, causando: Intensa interrupción, fragmentación y rotación(?) de la serie costera Paleozoica metamórfica del dominio Amotape-Tahuín (incluyendo El Oro); Desarrollo del sistema de suturas Portovelo-Girón-Peltetec y la melange de Chaucha; Rifting tipo “pull-apart” transpresivo y magmatismo básico (toleítico) iniciaron la cuenca de Lancones; Reactivación de la estructura Paleozoica dentro de los dominios Olmos-Loja y AmotapeTahuín y Magmatismo local calco-alkalino relacionado a la subducción oblicua. •

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2) Cretáceo tardío - Paleoceno: llegada y acreción dextral del terreno Pallatanga-Piñón, causando: Desarrollo de la sutura Jubones-Pallatanga-Pujilí; Continúa la rotación/deformación del dominio Amotape-Tahuín y el sistema de fallas Portovelo-Girón; Inversión parcial/rejuvenecimiento de la porción norte de la cuenca de Lancones (evento Paita-Yunguilla de Jaillard et al., 1999); Continuación de la reactivación y desarrollo de los frentes preexistentes de cabalgamiento y pliegue particularmente en los sistemas Baños-Las Aradas y las fallas de la Faja Sub Andina en Ecuador; Subducción oblicua local y magmatismo relacionado. • •

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En conclusión, basándose en el análisis de la historia tectónica, estructural, lito-estratigráfica y magmática de la transición Andina Central a la del Norte, es aparente que el estilo del desarrollo global de la región, especialmente durante el Mesozoico tardío y la mayor parte del Cenozoico, es mucho más parecido a un tipo de margen acrecionario modificado que al “clásico” margen “tipo Andino” producido por subducción. En el caso de los Andes del Norte, durante del MesoCenozoico, el margen acrecionado fue intensamente dextral transpresivo, generando una melange tectónico y dos sistemas de suturas, y períodos limitados de magmatismo relacionado a subducción oblicua. Este tectonismo generó el crecimiento neto continental por acreción de la  parte noroeste de Sudamérica a lo largo del margen Pacífico del Bloque Andino del Norte.  Nota Adicional relacionada al Complejo del Basamento del Paleozoico Inferior  La naturaleza regional de los transectos llevados acabo por el equipo Bi-Nacional en la región fronteriza entre Perú y Ecuador han brindado numerosas observaciones y aclaraciones en cuanto a la interrelación lito-estratigráfica entre los dos países, especialmente en áreas que antes no les eran accesibles, debido a los disturbios políticos. Entre esas observaciones, resaltamos la conclusión de que el Paleozoico inferior en el área de estudio y sus alrededores forman parte de una unidad regional extensa, que puede ser reconocida desde el oeste de Venezuela y norte de Colombia hasta la parte septentrional-occidental y tal vez aún la parte este del centro de Perú. La   porción parauctóctona de este lito-tecton incluye los dominios Amotape-Tahuín y Olmos-Loja (incluyendo Sabanilla-Chimarra) que se discutieron aquí. Estos dominios exhiben correlación lito-estratigráfica con el terreno Cajamarca-Valdivia de Colombia central (Cediel et al., 2003) y   pueden estar temporalmente y estratigráficamente relacionados con las secuencias epicontinentales autóctonas que se encuentran en el subsuelo de todo el ante país Andino Norte (y Central; cuencas de Maracaibo y Barinas en Venezuela; cuencas de los Llanos y Putumayo en Colombia, cuenca de Napo en Ecuador, cuenca de Marañón en Perú). El complejo parautóctono en su totalidad estuvo sujeto de manera general, a un metamorfismo regional de grado de esquistos verdes en el Paleozoico inferior. Localmente algunas áreas exhiben ensambles minerales de metamorfismo de más alto grado debido a la clara influencia de la actividad intrusiva simultánea o posterior al metamorfismo, como se observó en Islillas (esquistos de

cuarzo-biotita-moscovita en cercanía a los granitoides del Permo-Triásico), en Olmos (Porculla) (biotita-moscovita-clorita y recristalización de feldespatos en cercanía a intrusivos del Cretáceo tardío-Paleoceno) y en Sabanilla (sillimanita de grado meta-pelita cerca de ortogneis  peralumínicos). Creemos que interpretaciones previas que sugieren la acreción alóctona total de varios terrenos Paleozoicos de procedencia incierta, han sufrido por la falta de perspectiva regional en el entendimiento de la lito-estratigrafía desde el Paleozoico hasta el Cenozoico y la evolución tectónica y metamórfica de la región. De hecho, las conclusiones emitidas a partir de un reciente estudio en la Cordillera Real de Ecuador también rebaten el origen completamente alóctono para las rocas del Paleozoico en la región (Pratt et al., 2005). En cuanto a la correlación regional adicional, fuera del área de estudio del Mapa Bi-Nacional, Bi-Nacional,   basados en observaciones de campo, aquí proponemos una posible relación entre el gneis Sabanilla-Chimarra del dominio Olmos-Loja y el complejo Marañón que aflora en la Faja SubAndina de la cuenca del Río Marañón de la parte este del centro de Perú (INGEMMET, 1995). El complejo Marañón comprende rocas meta-sedimentarias exhumadas tectónicamente, de grado anfibolítico, previamente interpretado como de edad Proterozoica (INGEMMET, 1995). Basados en fuertes similitudes físicas (texturales, mineralógicas y metamórficas) con las unidades metasedimentarias del gneis de Sabanilla del Paleozoico (Litherland et al., 1994) y los gneis del área de Chimarra, Perú, el para-gneis de Marañón y Sabanilla parecen representar una unidad litoestratigráfica correlacionable. Si este fuera el caso, parecería que estas rocas son todas del Paleozoico inferior como ha sido sugerido por Cardona et al. (2004), y representan las rocas de más alto grado de metamorfismo del complejo regional lito-estratigráfico/metamórfico del Paleozoico. Las diferencias claras en la posición fisiográfica observada entre la presencia de el Marañón vs. Sabanilla-Chimarra proporciona un ejemplo excelente de las diferencias en estilo tectónico de levantamiento y expresión morfo-estructural observados a lo largo de la transición entre los Andes Centrales y los Andes del Norte.

Agradecimientos Los autores desean ofrecer su sincero agradecimiento a todo el equipo del Proyecto Multinacional Andino y al Servicio Geológico de Canadá. Dirigimos un agradecimiento especial a la gerente del Proyecto la Dra. Catherine Hickson. Este trabajo fue parcialmente financiado con donaciones   proporcionadas por la Agencia Canadiense para el Desarrollo Internacional (CIDA  (CIDA  siglas en inglés). inglés).

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