TECTONICA HERCINICA
Tectónica Hercínica se denomina al conjunto de deformaciones que han afectado al basamento paleozoico, entre fines del Devónico superior y la transgresión del Triásico medio marcando los inicios del ciclo andino.
En el Perú la orogénesis Hercínica se ha manifestado por dos fases tectónicas, las que se
han manifestado en el Devónico medio superior y en el Pérmico medio, los cuales han afectado en la zona en estudio al basamento metamórfico y a toda la secuencia paleozoica.
La discordancia de Higueras es observada a 15 Km al Oeste de Huánuco cerca del pueblo de Higueras y marca el límite entre los terrenos del Paleozoico Inferior y/o Neo proterozoico con el Paleozoico Superior.
La discordancia de Ñauza ubicada a 10 Km al Norte de Ambo, sobre la margen izquierda del río Huallaga; en la quebrada de Chacaya, de Nausilla; los terrenos de la formación Contaya (Ordovícico medio) reposan en discordancia angular sobre el Complejo del Marañón; el Ordovícico en la zona de Ñausilla está afectado por numeroso pliegues menores, los cuales son bastante plásticos, replegándose en anticlinales y sinclinales, la esquistosidad de estas estructuras es paralela al plano axial.
La Tectónica Hercínica en su fase tardía, marca un cambio en el tipo de sedimentación, de marina a continental a fines de Paleozoico inferior. Las molasas rojas de Pérmico superior (grupo Mitu) serían generados de una emersión general, asociadas a levantamientos epirogénicos a lo largo de un sistema de fallas longitudinales seguidas de unaerosión intensa.
PLEGAMIENTO EO HERCINICO.-
A inicios del Misisipiano, la Cuenca Paleozoica subsidente del Perú y Bolivia sufre una presión entre dos bloques rígidos representados por los cratones precambrianos del macizo de Arequipa y del escudo brasilero. Esta presión corresponde al plegamiento eo-hercínico, que es principal fase de deformación herciniana. Es más importante en extensión y en intensidad, que las fases tardi -herciana y fini-herciniana.
Las estructuras Eo hercínicas formas una amplia cintura orogénica de 250 a 400 km. de ancho, aflorando al nivel de la cordillera oriental. E extiende según una dirección ONO – ESE, desde el centro del Perú hasta la región de Santa Cruz Bolivia sobre más de 1500 km. de largo.
La orientación general ONO – ESE a NO – SE sufre una importante inflexión al nivel de 13° S "deflexión de Abancay" de dirección este - oeste cuyo origen es discutido. Según una hipótesis su génesis comenzaría en e permiano.
Una zona axial corresponde a la deformación y al acortamiento más intenso en el núcleo de la cadena. La intensidad de la deformación decrece progresivamente cuando se alinea la zona axial hacia el suroeste, y asi el noreste y se amortigua sobre el macizo de Arequipa y sobre el escudo brasilero. En el Perú, la zona axial está marcada por la presencia de una esquistosidad de flujo y por un metamorfismo epizonal, pudiendo localmente devenir mesozonal cuadno se asocia a intrusiones sintectónicas.
Las zonas externas afloran poco excepto en el sur del Perú (Altiplano) y en elcentro (Región de Huánuco) debido a que son escondidas por las series meso-cenozoicas.
1. DISCORDANCIA EO HECINICA.-
Sobre el terreno, la existencia y la extensión del plegamiento eo-hercínico son puestos en evidencia por la discordancia angular entre las series plegadas del paleozoico superior. Se ha encontrado en numerosos puntos de centro y sur de Perú.
En el Perú central se observa una discordancia entre el paleozoico inferior y el paleozoico superior, encontrada igualmente en Higueras y en el valle de Chaupihuaranga, al noreste de Jauja (ruta Jauja – Ricrán).
Al oeste hacia la cordillera occidental la discordancia observada entre las series de Yanahuanca, Yauli y Mal Paso y el pérmico superior puede ser atribuida a una herencia de la fase eo – hercínica. La discordancia angular al oeste de Lircay entre las series plegadas y esquistosas del paleozoico inferior y una cobertura de edad paleozoico superior.
Más al sureste al nivel del Cuzco la discordancia eo – hercínica ha sido descrita en la región de Vilcabamba, entre las calizas del pérmico inferior y las series precarboníferas. En Limatambo, al noroeste del Cuzco una discordancia angular entre el paleozoico inferior y el Grupo Mitu, corresponde también a una herencia eo – hercínica.
En el sur del Perú, la discordancia eo – hercínica se encuentra sobre el altiplano (Región de Juliaca) en la cordillera oriental, nevado Surupana y al sur de Ananea.
La vasta extensión y a importancia de la discordancia eo – hercínica, ponen claramente en evidencia un cadena eo– hercínica bien caracterizada entre 9° y 15° S, se prolonga por Bolivia hasta los andes septentrionales de Argentina y Chile.
2. EDAD DEL PLEGAIENTO EO – HERCINICO.-
Argumentos Estratigráficos.-
Las series más jóvenes deformadas son datadas del devoniano inferior a medio en el centro del Perú y el devoniano medio, en el sur; del devoniano superior en la cordillera de Vilcanota y en la zona subandina en e Pongo de Mainique.
Las series recubreintes m{as antiguas son datadas en el Misisipiano inferior en Paracas y en el Misisipiano o en el Visiano en las otros regiones del Perú. En el norte de Bolivia son datados en el Turneasiano.
Argumentos Radiométricos.-
El ortogneis de Amparaes se ha emplazado en el curso del plegamiento eo – hercínico. Su datación a 330 + 10 M. A., por U/Pb ha dado en principio la edad de la fase eo – hercínica.
Fi g.H25 ~ Cadena cohcre¡n¡ana: Esquema de la zona axial y de las 20-
ñas externas. 1:Zona axial limitada hacia arriba por el frente superior de esquistosidad; 2: Zonas externas débilmente defo£_ madas y sin esquistosi dad 3:Zócalo precambr¡ano y depósitos de plataforma paleozoica no deformadas: Escudo brasilero al NE y el macizo de Arequipa al SO,k: Cobertura post-devon¡ana que sella las es -tructuras occidentales de la cadena Eo-herciniana 5: Dominio de los Andes septentrionales.
3. ESTRUCTURAS EO – HERCINIANAS.-
El plegamiento eo – hercínico es polifásico. Se distingue al nivel de la zona acial por lo menos tres fases débiles y solo la segunda afectó a toda lacadena.
a. Fase Inicial Fe (1) NE – SO del Sur del Perú Central.-
En la región de Tarma – Huancayo – Kichuas, se ha descrito vaias fases eo – hercínicas que afectan las series devoniana datadas por fósiles.
La primera de estas fases de presión que la denominaremos Fe (1) corresponde a pliegues isoclinales centimétricos a decamétricos de dirección N 40° E a N 90° E. Está asociado a una esquistosidad de flujo SE (1), de plano axial de los pliegues Fe (1), subparalelo a la estratificación. Localmente pasa a una foliación metamórfica que queda acantonada en las facies de esquistos verdes. Más al oeste la fase Fe (1) se haya igualmente presente en las series de esquistos y cuarcitas de los anticlinales de Yauli y Mal Paso. En estas series, la fase Fe (1) se caracteriza por pliegue echados, asociados a una esquistosidad de flujo o a una foliación metamórfica. La inclinación de las estructuras no ha podido ser determinada.
Serie de Yanahuanca.-
Al noreste de Cerro de Pasco, se describe un conjunto epimetamórfico bastante potente constituido por esquistos, areniscas y conglomerados. Esta serie ha sido deformada en pliegues echados de dirección S 60° - 40° E, con buzamiento noreste. Se caracteriza por un metamorfismo progrado del noreste hacies el suroeste, pudiendo llegar al isogrado de la biotita.
Al este, un accidente costral "falla de Parcoy – Pallanchacra – Cerro de Pasco", separa el dominio de los pliegues echados de Yanahuanca del dominio Parcoy – Huacar Ambo, donde la cobertura paleozoica reducida estádébilmente deformada por las tectónica eo – hercínica. No se puede saber cuáles son las relaciones de la serie Yanahuanca con las series eo – hercínicas.
La serie de Yanahuanca es azoica y está recubierta en discordancia angular por el Grupo Ambo (Misisipiano). Dos hiótesis son posibles en cuanto a su edad.
- La serie de Yanahuanca es precambriana superior y ha sido plegada por la última fase brasilide (600 a 500 M.A.).
- La seire de Yanahuanca corresponde al paleozoico inferior (infracambriano a devoniano) plegada en el eo – hercínico y los pliegues echados corresponderían a la primera o segunda fase eo – hercínica.
Conclusiones Serie Yanahuanca.-
La fase Fe (1) está bien expresada en el centro del Perú. Su estilo débil con estructuras echadas, asociadas a la esquistosidad de flujo y a un inicio de foliación metamórfica, muestra que la deformación se realizó en un nivel estructural profundo. Ora característica particular es su orientación NE – SO de las estructuras que son prácticamente perpendiculares a la dirección general de la cadena eo – hercinica.
La superficie bastante reducida de los afloramientos, no permite determinar su naturaleza, su extensión y su importancia real. Se trata de una deformación total, de un modo premonitorio del plegamiento eo – hercínico, o corresponde al nivel de Yauli de Mal Paso y de Yanahuanca, a la terminación noreste de un segmento plegado NE – SO que se prolongaría hacia el suroeste en dirección al Pacífico.
F!g.H26.- Cadena Eoherciniana : fase de plegamiento precozFe(1).reconocida sólo en el centro del Perú en los afloramientos de Huancayo-Kichuas y en los anticlinales de Chulpan, Malpaso y Yauli(MEGARD 19731.
Podría igualmente afectar a la serie Yanahuanca 1: Paleozoico inferior;2: U Pliegues de fase Fe (1); 3- pIiegues inclinados a echados.
b. Fase Mayor Fe (2) S 80° - 30° E.-
Esta fase, que es la principal fase eo – hercínicacorresponde a un episodio de compresión reconocido desde el centro del Perú, hasta el norte de Bolivia, es la que ha impuesto su modus a la cadena oe – hercínica.
En el Centro del Perú.-
La fase Fe (2) de dirección S 80° - 30° E, se caracteriza por sus pliegues echados esoclinales decamétricos a hectométricos en las series de Yauli y Mal Paso. Hacia el este y el noreste, la intensidad de la fase Fe (2), disminuye. En las regiones de Huánuco, Tarma, Huancayo la fase Fe (2) orientada S 60° - 30° E, se caracteriza por pliegues isópacos parados y por una esquistosidad de "Strain – sli y de fractura", subvertical.
El incrementeo de la intensidad de la deformación y de metamorfismo del NE haceia el Suroeste, sufiere que las regiones de Huanuco, Tarma, Huancayo y Kichuas corresponden al borde noreste de la cadena oe – hercínica, la zona axial que pasa al nivel de Yauli, Mal Paso, Yanahuanca o más aún al oeste, debajode la cordillera occidental.
En la Cordillera de Vilcabamba y de Vilcanota.-
La fase Fe (1) no ha sido reconocida y es la fase Fe (2) que pliega por primera vez las series del Paleozoico inferior de esta región.
Es este nivel las estructuras eo-hecínicas Fe (2) diseñan una gran virgación "deflexión de Abancay"; las estructuras Fe (2), de dirección NO – SE, al oeste del río Apurinac, pasan bruscamente a una dirección N 70° - 80° E, al este del río. Se dirigen progresivamente, para devenir E – O en Vilcabamba y Machu Picchu. Más al este en la cordillera de Vilcanota devienen progresivamente NO – SE. La edad de la virgación es discutida, su formación se habría iniciado en el tardi – hercínico interrumpida y reiniciada en el Ciclo Andino, observadas al nivel del río Apurimac.
La fase Fe (2) se caracteriza en la región de ViIcabamba por pliegues parados, centimétricos a plurikilométricos, asociados a una esquistosidad de flujo Se(2) sub-vertical , pudiendo pasar a una foliación metamórfica.
La zona axial situada en el borde sur de la Cordillera de ViIcabamba se caracteriza por un metamorfismo mesozonal de baja presión. Puede estar ligada a intrusiones sintectónicas subyacentes, de la misma naturaleza que el Domo de Amparaes. Al norte de la zona axial, la intensidad de la deformación y del metamorfismo, disminuye rápidamente. Hacia el sur, las estructuras Eo-hercínicas están recubiertas por depósitos del Paleozoico superior y del Mesozoico. Si los granitoides de Abancay y de Queirobamba son eo - hercínicos, se debe admitir que la zona axial se extiende hacia el sur y suroeste de la Cordillera de ViIcabamba.
En el Sureste del Perú (Region de Ananea y de San Gabán.-
La fase Fe (1) no ha sido reconocida. La fase Fe (2) afecta los terrenos del Paleozoico inferior sobreun ancho de más de 50 km. Un corte NE - SO transversal a las estructuras Eo – hercínicas de la fase Fe (2), permite observar la variación de la intensidad de la deformación. Del suroeste, hacia el noreste, es decir del Pacífico hacia la Cordillera Oriental se puede distinguir:
- Una plataforma estable no deformada en el Hercínico, Macizo de Arequipa, que se encuentra sobre el borde sureste de la Cadena Hercínica.
- Una zona de deformación media o zona externa característica del nivel estructural superior correspondiente en gran parte al Altiplano. Los pliegues Se (2) son amplios, planikilométricos y de dirección S 50° - 30° E. La esquistosidad Se (2) es ausente y aflora solamente en Julica.
- Una zona inmensamente plegada entre Puquina y Sandia, es la zona axial, donde los pliegues Fe (2) tienen una dirección 80°E a S 30° E y buzan hacia el suroeste. En las cuarcitas del Ordoviclano superior, los pliegues Fe (2) son disimétricos de fuerte pendiente en las series Siluro-Devonianas de litología fina, los pliegues Fe (2) son isoclinales y echados. Todos estos pliegues están acompañados de una esquístosidad de flujo subparalela a la estratificación.
Al noreste de la zona axial las estructuras se ponen verticales y tienden a tomar una dirección S80°-70°E, y Ja intensidad de la deformación disminuye rápidamente en dirección del Escudo Brasilero.
c. Otra Fases de Deformación Eo – Hercínica.-
Otras fases de deformación eo - hercinianas post Fe (2) de menor importancia y generamente locales, han sido observadas a lo
largo de la Cadena Eo-Herciniana. La cronología relativa entre estos episodios que no afectan a las mismas regiones son difíciles de establecer. Se puede distinguir:
- Una fase Fe (3) de pliegues N30°E – N60°E, puestos en evidencia por MAROCCO y ZABALETA (I974) en la Cordillera de ViIcabamba. Está asociada a una esquistosidad vertical que recorta la esquistosidad Se (2). GeneraImente es de fractura, pero puede devenir de flujo en la zona axial, lo que sugiere que corresponde a una subfase de la fase Fe (2), sin afectar los terrenos del Paleozoico superior.
- Una fase de plegamiento Fe (3 – 4) de esquistosidad N90°E S40°E subvertical en la Cordillera Oriental del Sur del Perú, la esquistosidad puede llegar al estado de "strain-slip" afecta a las series del Siluro Devoniano (Fm. Ananea) entre Ananea y Sandia según los sitios, de varias centenas de metros de ancho separadas por fajas no afectadas por la esquistosidad. No se puede excluir la posibilidad de una edad Tardi-hercínica para esta fase Fe (3 - 4).
- Los kinds que se observan en el centro y en el sur del Perú corresponden a episodios compresivos E-Hercinianos tardios. Ciertos kinds están asocladaos a las fases Fe (2) y Fe (3 - 4). Los demás son posteriores
- Una fase de sobreescurrimiento E-0 en el centro del Perú, al este de Junín que da pliegues de ejes verticales.
4. FRENTE SUPERIOR DE ESQUISTOSIDAD.-
En un segmento orogénico, el frente superior de la esquistosidad, constituye un elemento cualitativo de la intensidad de deformación de losterrenos no metamórficos. Su posición está en función de las condiciones de presión y temperatura: encima del frente, las condiciones termodinámicas no permiten la aparición de la esquistosidad, debajo, del incrementó más o menos rápido de los factores presión/temperatura, hace pasar al material paleozoico de arriba a abajo, de una zona de esquistosidad de fractura a una zona de esquistosidad de flujo, luego a una foliación.
En el Perú, en razón del débil metamorfismo asociado a la Cadena Eo-herciniana, el frente superior de la esquistosidad constituye un medio cómodo para delimitar la zona axial Eo-herciniana y por consecuencia varios dominios de intensidad de deformación. Esta zona de esquistosidad aflora sobre un ancho variable entre 100 y 150 km.
5. ACORTAMIENTO.-
El modus generalmente vertical de la Cadena Eo-Herciniana, refleja una tasa de acortamiento relativamente débil.
En las zonas externas, sin esquistosidad, (dominio de u flexión y del cizallamiento) el acortamiento es débil y no pasa del 25%.
En la zona axial bajo el frente de esquistosidad, (Dominio de Aplastamiento) el acortamiento puede pasar del 50%.
En promedio, para la Cadena Eo-herciniana que actualmente tiene un ancho de cerca de 300 km., con una zona axial de 100 km, se puede estimar el acortamiento total en 80-100 km. aprox. y un poco más en las zonas donde -existen pliegues echados.
6. METAMORFISMO EO – HERCINICO Y PLUTONISMO SIN TECTONISMO
La Cadena Eo-herciniana de América del Sur no es una cadena de metamorfismo intenso. Se distingue:
-
Un metamorfismo regional de baja presion que afecta una gran parte de la zona axial y que parece enteramente acantonada en el dominio de los esquistos verdes.
- Un metamorfismo particular, muy localizado, denominado "Tipo-Zongo" (BARD et al, I974). Es intermedio de baja presión y ligado a domos térmicos precedentes a la salida de granitos sintectónicos cuyo tipo está representado por el granito a dos micas de Zongo-Yani en el norte de. Bolivia.
Estos dos metamorfismos de naturaleza diferente son prácticamente sincrónicos.
7. METAMORFISMO REGIONAL.-
La zona axial de la Cadena Eo-herciniana del Perú, está constituida por espesas series de esquistos pizarreras, sericito y clorito-esquistos pertenecientes al dominio epizonal. Sólo en la Cordillera de Vilcabarnba (MA - ROCCO y ZABALETA 1974), han encontrado un metamorfismo que pasa el isogrado He la biotita.
En el centro del Perú, en Tarma – Huancayo - Kichua, y en los domos de Yauli y Mal Paso (MEGARO 1973), las series más metamórficas del Eo-herciniano están representadas por sericito - esquistos (facies esquistos verdes).
En la Cordillera de Vilcabamba, (borde sur) MAROCCO y ZABALETA (1974), han observado la transición progresiva de las series ordovicianas no metamórficas a las series de micaesquistos, paragneis, anfibolitas y cipolinos. El isógrado de la biotita es sobrepasada y las zonas más metamórficas corresponden a la facies anfibolita. Esta sería la única parte de la Cadena Eo-herciniana donde aflora un metamorfismo general mesozonal. MAROCCO (197.7), no descarta la posibilidad de que se trate de un metamorfismo de tipo Zongo, ligado a un amplio Domo Térmico asociado a una intrusión subyacente.
En el sur del Perú entre el Valle de Marcapata y la frontera con Bolivia, el metamorfismo regional eo-herciniano, es débil y llega sólo al estado de sericito - esquisto. En Bolivia, disminuye hacia el suroeste y desaparece completamente a nivel de Santa Cruz.
Conclusión.-
La intensidad del metamorfismo regional está en Función de la elevación más o menos fuerte de la presión y de la temperatura en el curso del plegamiento eo-herciniano. En el sur del Perú, el gran espesor de las zonas de esquistosidad y de epimetamorfismo sugiere una gradiente geotérmica generalmente débil. Parece haber sido el mismo que en el Perú central, salvo en las series de Yanahuanca, donde se llega a la isógrado de la biotita.
8. METAMORFISMO DE BAJA PRESION LIGADO A GRANITOIDES SINTECTONICOS EO – HERCINIANOS.-
En el norte de Bolivia el estudio petrogenético del granito a dos micas de Zongo –Yani, intrusivo en las series de la zona axial o herciniana (Cordillera Real), ha mostrado que se trata de un granito sintectónico, eo - herciniano, estos autores han podido demostrar que este granito ha subido en el curso de la tectogénesis eo-herciniana, precedido de un amplio domo térmico, desarrollando en casamiento, un metamorfismo Íntermedio de baja presión a cordierita y a andalucita.
En el Perú, los autores han encontrado en la zona axial eo-herciniana una cierta cantidad de intrusiones análogas. Se trata degranitos o granodioritas asociados a un metamorfismo de baja presión a intermedia, o simplemente de afloramientos de metamorfismo a estaurolita y andalucita donde la Intrusión sería subyacente.
d. Dono de Amparaes.- (Cordillera.de Vilcanota)
Está situado a cerca de 50 km. al NNO del Cuzco (Ruta de Calca a QuiIlabamba). MAROCCO y ZABALETA (1974), han estudiado esta región describiendo el Domo de Amparaes como una estructura anticlinal orientada N50°E. Está constituida por una envolvente de rocas epi y meso metamórficas (Ortoanfibolitas, mármoles y micaesquistos) y por un núcleo de ortogneis granítico. Hace poco tiempo (MEGARO et al, 1971) AUDEBAUD et al, 1963, se atribula una edad pre-cambriana a este ortogneis. El estudio petrogenético del ortogneis y de las series de la envolvente, han llevado a BARD e t a, (1974) a admitir una edad y un modo de emplazamiento análogo al del granito de Zango Yani, se trata igualmente de un granito sintectónico Ep.-herciniano.
En el curso de la primera fase, síncrona de la esquistosidad Fe (2) Eo-herciniana HAROCCO (1977) distingué:
- Un estado 1, durante el cual el Domo Térmico que precede al magma intrusivo, desarrolla en las series encajonantes un metamorfismo mesotermal a biotita, estaurolita y cordierita. .
- Un estado 2, durante e! cual el magma saliente ejerce fuerza y ortogneisifica.
Estos dos estados que son bien diferenciados al nivel de las relaciones de cristalización y deformación en los micaesquistos del encajonante parece estar confundido en las zonas poco o no
metamórficas y correspenden sólo a la fase Fe (2) Eo-herciniana.
La deformación en Domo resultaría de una fase posterior y podría corresponder a la fase Fe (3), marcada "por una crenulación y una esquistosidad frustrada N 50°E visible en el encajonante.
Edad Radiométrica del Ortogneis.-
Sobre una muestra del ortogneis de Amparaes, se ha determinado una edad radiométrica en el laboratorio de geocronología. La edad de 330 + 10 M.A. obtenida por U/Pb, sobre zircones sitúa la intrusión en el Visiano.
e. Granito Eo – Hercínico de San Gabán.-
El granito de San Gabán, forma una intrusión que aflora sobre varias decenas de km. al norte y noroeste de Ollaechea donde la ruta Macusani – Ollaechea corta este afloramiento. Los contornos del intrusivo son difusos. En el curso de su emplazamiento ha desarrollado una aureola de metamorfismo mesozonal de presión baja a intermedia, a biotita estaurolita y cordierita.
Las relaciones entre el metamorfismo mesozonal y la esquistosidad eo – hercínica, muestran que hay un sincronismo entre la deformación eo – hercínica y el metamorfismo térmico, lo que permite afirmar la edad eo – hercínica del metamorfismo y del granito de San Gabán. A diferencia de las intrusiones de Zongo y de Amparaes, el granito de San Gabán no está orientando: esto se explicaría por el hecho de que ha continuado subiendo después de la esquistosidad Fe (2), superimponiendo un metamorfismo mesozonal sobre un metamorfismo de contacto estático. Se trata por lo tanto de una variante, intermedia entre las intrusiones
sintectónicas de tipo Zongo y los batolitos post-tectónicos de bordes francos.
9. PLUTONISMO EO – HERCINICO POST – TECTONICO.- (Intra – Carbonífero)
Este tipo de plutonismo, no ha sido reconocido con exactitud sino solamente en un punto del Perú central. Se trata de la adamelita de Pacococha (este de Junín) que reconta los sericito – esquistos del precámbrico y está recubierta en discordancia por el Misisipiano. Una muestra de este granito ha sido datado por K/Ar, en 346 + 10 M.A.
Otras intrusiones de la Cordillera Oriental, pueden pertenecer a este episodio magmático, en particular el leucogranito del corte Victoria – Laupi y del corte Tortuga – Satipo. En el sur del Perú, los rodados de leucogranitos ha observado en los conglomerados del grupo ambo cerca de Sicuani, pueden provenir de la erosión de ciertos leucogranitos que atraviesan el Paleozoico inferior entre Ocongate y Marcapata.
10. TECTONICA CASANTE POST – PLEGAMIENTO EO – HERCINIANO.-
Sobre el plegamiento eo – hercínico y la fase tardi – hercínica, es decir del Visiano al Pérmico inferior, el Perú se caracteriza por un largo periodo de calma orogénica marcado por la concordancia angular entre los depósitos de os grupos Ambo- Tarma y Marcapata.
Sólo las manifestaciones tectónicas, corresponden a fallas normales que han controlado por una parte la sedimentación y por la otra han permitido la subida de un magmatismo volcánico e hipovocánico. Este régimen en distensión ha sido más importante en ciertas zonas orientadas NO – SE a NNO – SSE y corresponde a los
ejes de subsidencia maximal de las cuencas permocarboníferas.
Trazas de una tectónica casante han sido encontradas en varios sectores de la Cordillera Oriental, así como sobre la costa sur del Perú. Se trata de fallas andinas bordeadas de grandes bloques alargados paralelamente a la dirección general de los Andes. Un análisis más profundo de las series estratigráficas situadas a uno y otro lado de estas fallas muestra que ellas han actuado como fallas normales durante el permocarbonífero.
En el Centro del Perú.-
En Chaupihuaranga se ha descrito a uno y otro lado de una falla S 80° E, del Carbonífero inferior, que reposa al sureste sobre un zócalo precambriano, y al noreste sobre esquistos a graptolites del Ordovicico.
Entre Carhuamayo (Lago Junín) y Pampas, se ha observado longitudinalmente sobre más de 150 km. evidencias de una tectónica post eohercínica y prepensilvaniana. La transgresión pensilvaniana fosiliza un importante juego vertical de fallas NO – SE. El grupo Tarma muestra variaciones bastante fuertes de espesor de un bloque al otro, lo que señala una sucesión de fenómenos en distensión durante el Pensilvaniano.
Sobre el Borde Sur de la Cordillera de Vilcabamba.-
No se ha observado trazas directas de una tectónica casante post eohercínica. El contraste entre los imponentes espesores del permocarbonífero (mas de 4000 m. la base no reconocida) de la región de Abancay, Andahuaylas y las series reducidas e incompletas (500 m. del Pérmico inferior solamente) de la Cordillera de Vicabamba, pone en evidencia el
juego de fallas que han controlado la subsidencia sobre su borde sur y suroeste.
En el Sureste del Perú, Noreste del Sinclinorium de Putina.-
Al noreste del Muñani, señala el pérmico inferior (Grupo Copacabana) transgresivo sobre grabens de Pensilvaniano.
Al noroeste de Muñani, han observado una tectónica de bloques con grabens y horsts. Se distingue:
* Un block suroeste constituido por el Cerro Chulupana (5200 m.), donde el Pérmico inferior reposa en discordancia, por intermedio de un conglomerado sobre el Paleozoico inferior. Este block formaba un horsts, emergido durante el Misisipiano y el Pensilvaniano.
* Un block noreste donde el paleozoico superior está constituido por espesas series del Misisipiano, del Pensilvaniano y del Pérmico inferior (2000 m.). El block noreste es más subsidente que el block suroeste. La falla que separa los dos blocks es un accidente costral mayor, ha sido retomada en el Andino, y separa actualmente el sinclinorium de Putina de la Cordillera Oriental.
Sobre la Costa Sur del Perú.-
El macizo de Arequipa, que no fue afectado por el plegamiento oehercínico, parece haber sido fracturado en el curso de le permocarbonífero. En efecto:
* En Atico el Pensilvaniano reposa directamente en discordancia sobre el Zócalo Precambriano.
* En Ocoña el Misisipiano continental es discordante sobre el zócalo.
* En Torán (50 km. aprox. al noreste de Camaná), m{as de 1000 m. del devoniano inferior discordante sobre el sobre el precambriano, ha sido observado dentro de un compartimentofallado.
Tods estas observaciones sobre las relaciones entre el Zócalo precambriano y la cobertura paleozoica, sugieren la existencia de varios episodios casantes, de horsts y grabens. Estos episodios distensivos han afectado la costa después de la fase eohercínica (visiana) y del depósito del Grupo Ambo y luego en el curso del Pérmico.
En la Zona Subandina.-
Señala una tectónica casante correspondiente a dos paneles vasculados, limitados por falas aproximadamente norte – sur y fosilizadas por la transgresión del Pensilvaniano. No habiendo encontrado prueba directa de un juego de falla post oehercínica, el tipo de relación entre el zócalo precambriano y los diferentes terrenos de la cobertura, sugiere que esta región
TECTONIICA TARDI-HERCINICA EN LA COXDILLERA ORIENTAL DE LOS ANDES DEL SUR DEL PERU.-
La zona estudiada está ubicada en el departamento de Puno al norte del Lago Titicaca, entre el río san Gaban afluente del río Inambari y la cordillera Apollobamba en la frontera con Bolivia. Se trata de una zona con puna con altura variable entre 4200 a 6000m (en la cordillera Apollobamba).
Asimismo, los trabajos geológicos hechos en los últimos años por el Scrvicio Nctional de Geología y Ninoria en dicha Cordillera Oriental del Sur del Perú, han permitido obtener un mayor conocimiento de la estructura geológica en esta parte de los Andes poniendo en evidencia la existencia de una Cadena Hercínica. Pero, a pesar de ellos, todavía quedan muchos problcmas por resolver dentro de la geología del Paleozoico.
