1. 1. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 1 EAPIG-UNC TECTNICA ANDINA Y SU COMPONENTE CIZALLANTE Alusivo al norte del Per Orlando Bazn Santa cruz Universidad Nacional de Cajamarca, Av. Atahualpa 1050, Cajamarca obazans@unc.edu.pe INTRODUCCIN La Cordillera de los Andes es una mega morfoestructura que se extiende paralela al borde Oeste de la placa Sudamericana con una extensin de 7000 km. y con alturas de hasta 6000 msnm. En el Per, la Cordillera de los Andes se presenta bien definida, con una orientacin NW-SE; sin embargo es notoria la presencia de dos deflexiones importantes, coincidentes con los cerros de Illescas en el norte y pennsula de Paracas en el sur, a la altura de 6 Sur, la deflexin de Huancabamba cambia la orientacin de la cordillera a NE-SW y a los 14 Sur, la deflexin de Abancay cambia la orientacin de la cordillera a WNW - ESE. Adems de stas existen otras deflexiones, la deflexin de Cajamarca (7 30 S) y la deflexin de Arica Santa Cruz (18). Transversalmente, la Cordillera Andina presenta diversas unidades morfoestructurales (Costa, Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera Oriental y zona Subandina) y su ancho oscila entre 250 km. en la regin Norte y Centro de Per hasta 500 km. en la frontera entre Per, Chile y Bolivia (Marocco, 1980; Bernard Dalmayrac, 1988; Tavera y Buforn). El origen de los Andes es una consecuencia de la actividad tectnica, producto de la subduccin de la placa ocenica de Nazca bajo la placa continental de Sudamrica (Dewey y Bird, 1970; James, 1971). Esta es la primera observacin que debemos tener en cuenta, la subduccin de placas no es ms que el producto de la convergencia de dos placas una con mayor densidad (en este caso la placa ocenica) y una con menor densidad (la placa continental), por lo general se asocia el lmite convergente de placas a una zona de compresin, si hablamos de compresin debemos imaginarnos dos bloques que viajan en la misma direccin y en sentidos opuestos uno hacia el otro generando un esfuerzo principal capaz de plegar y fallar formando estructuras perpendiculares a esa direccin. Para nuestro caso la direccin referida sera SW-NE, que forma estructuras con direccin NW-SE, que es la orientacin preferente de la Cordillera, entonces cabe preguntarse Cmo se formaron las deflexiones de Huancabamba, Abancay, Cajamarca y Arica? Es necesario suponer que no existe slo una compresin, a menos que las mencionadas deflexiones se hayan formado antes de la Cordillera de los Andes y sta slo se adapt a las estructuras preformadas. Si observemos estructuras ms locales, por ejemplo, si realizamos un cartografiado geolgico en un rea de la regin de Cajamarca encontramos un conjunto de pliegues de rocas cretcicas que se orientan con rumbo Andino, cortados por fallas inversas con el mismo rumbo, suponemos que estas estructuras se formaron por los mismos esfuerzos y al mismo tiempo que se iba formando la Cordillera de los Andes, puesto que para su formacin es necesario esfuerzos compresivos con direccin transandina, y stos seran los de la convergencia de placas; pero adems estas fallas posen una componente de desplazamiento horizontal como la falla Cajamarca y la falla Punre, pero tambin se encuentran otras fallas transcurrentes con orientacin transandina, la formacin de stas se puede atribuir a la diferente litologa, y su diferente respuesta a los esfuerzos generando zonas de cizalla pero segn Woodcock y Shubert, 1994 las fallas de rumbo son, por lo general, de alto ngulo y la estratificacin de bajo ngulo, por lo que las anisotropas de la roca son menos condicionantes de la estructura. Por lo que es necesario considerar una componente de cizalla o una cupla de esfuerzos.
2. 2. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 2 EAPIG-UNC Este trabajo es una investigacin bibliogrfica en la que se ha recopilado ms de un ciento de investigaciones y publicaciones de carcter local, nacional e internacional, algunas de las cuales estn citadas en las Referencias Bibliogrficas, con la pretensin de explicar la componente de cizalla que se ha producido en la evolucin de la Cordillera de los Andes y su implicancia en la presencia de estructuras de rumbo transandino en el norte del Per. Para lo cual intentaremos explicar la dinmica de la placa de Nazca a lo largo del tiempo, puesto que es la principal causante de la formacin de la cordillera de los Andes, as mismo la evolucin de la Tectnica Andina en sus diferentes episodios compresivos, luego intentaremos comprender la formacin de la deflexin de Huancabamba y su influencia en la evolucin de la Cuenca de Lancones; para finalmente detenernos a explicar la evolucin del Frente Andino Oriental que nos ayudar a comprender la componente cizallante de la Tectnica Andina. DINMICA DE LA PLACA DE NAZCA Las rocas ms antiguas que se encuentran en el territorio peruano corresponden a los perodos Precmbricos, como remanentes de antiguas cordilleras, cuya historia, para los investigadores, le es difcil de descifrar pues se ha perdido informacin geolgica. En aquellos tiempos pretritos el Continente Sudamericano, formaba con frica, Oceana, India y la Antrtida, el Continente Gondwana, el mismo que fue parte de otro continente an mayor denominado Pangea que abarcaba un 40% de corteza terrestre baada por el nico ocano llamado Panthalasa, que probablemente se rompi en el periodo Permo- trisco. Esta ruptura separa hacia el Norte el Continente de Laurasia y al Sur el Continente de Gondwana, emplazndose entre ellos el mar de Thetis. En Gondwana, la separacin de Amrica del Sur de Africa, se produce entre el Jursico- Cretcico (Cretcico inferior), dando lugar a la apertura del Atlntico Sur y a la deriva de Sudamrica hacia el Oeste. Para ese entonces la placa de Nazca aun no exista; basndose en las anomalas magnticas registradas dentro de la placa del Pacfico, los cientficos han explicado el crecimiento de sta, desde un ncleo pequeo hasta su tamao actual, gracias al movimiento de al menos tres antiguas placas Izanagi, Faralln y Phoenix (Aluk) siempre alejndose de la placa Pacfico durante el Cretceo (Figura 1) Figura 1. Configuracin de las placas para 121 Ma (figura modificada de Atwater, 1989) A inicios del Cenozoico 60 Ma entre las placas Pacfico y Amrica Norte y Sur exista la placa faralln que se consuma subduciendo debajo del continente americano, mostrando una rotura gradual en pequeas placas que se desaparecan y colapsaban en las zonas de subduccin, esta rotura empieza a darse en el Oligoceno (30 Ma) (Atwater, 1989) dando origen a la placa de Vancouver (la futura placa Juan de Fuca) al norte de las fracturas de Pioneer y Mendocino (despus Murray), la Placa Guadalupe al sur de la fractura de Murray y la placa Nazca en el sur, donde la dorsal de galpagos empieza a actuar sobre los 25 Ma (Hey, 1977; Handschumacher, 1976). Durante el Negeno y Cuaternario las placas sufrieron reorganizaciones as entre el 12.5 11 Ma (Mioceno medio) el segmento entero entre 2930N y 2330N de la dorsal Pacfico-Guadalupe desaparece al intersectar la zona de subduccin. En el sur la dorsal sigui activa girando en el sentido horario creando una ancestral dorsal Pacfico Este reemplazando a la dorsal Pacfico-Guadalupe. La ahora reducida placa de Guadalupe evolucion en dos: Rivera y Cocos (Figura 3), la nueva dorsal
3. 3. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 3 EAPIG-UNC Pacfico-Rivera gir del NW al NE y la dorsal Pacfico Cocos se volvi activa sobre los 11 Ma (Atwater, 1989) despus de ste periodo muere la dorsal Galpagos. Figura 2. Configuracin de las placas para 65 MA y 37 MA Figura 3. Configuracin de las placas para 25 MA y 11 MA Por su parte la placa de Nazca se subdividi en las ltimas reorganizaciones producidas en el Pleistoceno (Churchill Vela, 2009) formando tres bloques independientes (Figura 5), el bloque Nazca Sur se ubica frente a las Costas del Sur del Per y todo el territorio Chileno, al Sur de la Falla de Paracas. Se extiende con los mismos lmites del extremo sur de la pretrita Placa de Nazca, desciende en subduccin por debajo del Bloque Continental Sur Per-Chile. El bloque Nazca Centro se ubica frente a la Costa Centro-Norte del Per. Est limitada entre la Falla de Paracas (Falla de Pisco) y la Falla del Golfo de Guayaquil. Este bloque a su vez est conformado por los subbloques de Lima y Trujillo divididos por la Falla Activa de Mendaa. Y el bloque Nazaca Norte que se ubica frente a las Costas del Ecuador y Centro-Amrica, al norte de la Falla del Golfo de Guayaquil. Figura 4. Estructuras de Amrica del Sur. Figura 5. Macro estructuras de los andes centrales del Per y Placa de Nazca (Churchill Vela, 2008) El trabajo realizado por Federico Pardo-Casas y Peter Molnar en 1987 muestra que entre las anomalas 30-31(68.5 Ma) y 21 (49.5 Ma) la placa de Nazca (Faralln en ese entonces) parece haber rotado sobre un polo al sur de Sudamrica tanto que converga con Sudamrica en el norte pero no en el sur. Esta convergencia no era tan rpida, y en la parte central de los Andes puede haber existido una gran componente de desplazamiento transcurrente
4. 4. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 4 EAPIG-UNC (cizallante) dextral, por lo que se considerara una convergencia oblicua (N65E- N85E). Despus de la anomala 21 los cambios en la direccin relativa de convergencia eran pequeos hasta la anomala 13 (35.58 Ma) donde se produce un giro horario hasta la anomala 6, produciendo una convergencia oblicua (S75E- S80E) provocando en los Andes Centrales una componente cizallante sinestral. Luego se da un giro antihorario a partir del cual la direccin de convergencia (N75E) se mantiene uniforme hasta la fecha. Segn Pardo-Casas y Molnar, el ratio de convergencia entre las placas de Nazca y Sudamrica no era constante, a la altura de Per la convergencia fue ms rpida sobre los 50 y 42 Ma, entre las anomalas 21 y 18, y a lo mejor por unos pocos millones de aos antes y despus de este intervalo. Los ratios llegaron a 164 65 mm/a en el Ecuador y 154 58 mm/a a 10S. El ratio de convergencia promedio antes de los 20 Ma fue relativamente bajo, slo 55 28 mm/a a 10S y decreciendo hacia el sur a lo largo de los Andes. El ratio de convergencia entre lo 36 y 26 Ma tambin fue relativamente bajo 50 30 mm/a a 10S en Per y 35 25 mm/a a 40S en Chile. Desde 26 Ma, el ratio promedio ha sido alto a lo largo de todos los Andes: 110 8 mm/a a 10S y 112 8 mm/a a 40S. Puede haber existido otras variaciones en los ratios de convergencia, como un ratio ms alto entre 10 a 20 Ma que en los 5 a 10 Ma. El periodo ms importante de reorganizacin en la cinemtica de placas se produce durante el Oligoceno superior. Este periodo est caracterizado por el fracturamiento progresivo de la placa Faralln, correlacionados posiblemente con la disminucin y estabilizacin de la oblicuidad de la convergencia desde el Mioceno inferior. Figura 6. Posiciones de la placa de Nazca (Faralln), a travs del tiempo geolgico, interpretando mediante anomalas magnticas. (Pardo-Casas y Molnar, 1987) Tabla 1. Edades asignadas a las Anomalas Magnticas (Pardo-Casas y Molnar, 1987) ANOMALA EDAD (Ma) 5 10.59 6 19.90 7 25.82 10 30.03 13 35.58 18 42.01 20 45.41 21 49.55 25 58.94 30-31 68.47 31 69.40 32 73.55 33 80.17 34 84.00 Segn Rubn Somoza y Marta E. Ghidella la historia de la convergencia en el margen occidental de Amrica del Sur puede dividirse en tres etapas que aproximadamente corresponden al Cretcico Tardo-Paleoceno, Eoceno medio-Oligoceno y Cenozoico Tardo. La etapa ms joven (26-0 Ma) est dominada por la subduccin de la placa de Nazca, y de Antrtida en la parte ms austral del continente. Durante esta etapa, los polos de intervalo de las rotaciones Nazca-Sudamrica estn localizados cerca de la costa de la Tierra de Wilkes en Antrtida Oriental, y por lo tanto describen una convergencia ligeramente oblicua en
5. 5. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 5 EAPIG-UNC localidades del margen andino. El inicio de la etapa se caracteriza por un fuerte incremento en la velocidad de convergencia, cuando esta alcanz los valores ms altos conocidos para el Cenozoico, para luego decrecer en los ltimos 10 millones de aos. Mediciones cinemticas en base al Sistema de Posicionamiento Global (GPS) indican que la velocidad de convergencia contina decreciendo en el presente (ej. Norabuena et al. 1999). La etapa 47-28 Ma corresponde a la subduccin dominante de la placa Faralln, aunque es posible que en los tiempos ms tempranos de la etapa haya entrado en subduccin otra placa (Phoenix) en la parte ms austral del continente. Los polos de intervalo de la etapa se ubican en el ocano Atlntico, un poco al este de las islas Sandwich del Sur, lo que determina una direccin de convergencia ms oblicua que la correspondiente a la etapa ms joven antes descrita. La etapa 47-28 Ma se caracteriza por una velocidad media de convergencia relativamente estable, con magnitudes similares a las del ltimo intervalo de la etapa ms joven. El comienzo de la etapa 47-28 Ma es contemporneo con una profunda reorganizacin de placas en el sudeste del Pacfico (Cande et al. 1982), que tambin condujo al inicio de la subduccin de la placa Pacfico en el este de Australia (ej. Mller et al. 2000). El final de la etapa coincide con la ruptura de la placa Faralln (Herron y Heitzler 1967). El polo de rotacin para el intervalo 56-47 Ma se ubica en el Pacfico, cerca, pero al oeste, de la fosa en latitudes de la Pennsula de Taitao. Esta posicin respecto a la fosa (al oeste) determina una oblicuidad de convergencia completamente diferente (a opuesta) a la del resto de las reconstrucciones Cretcico Tardo - Reciente. Los polos de rotacin obtenidos para los intervalos 56-68 Ma y 68-72 Ma, en cambio, se ubican en el continente (al este de la trinchera), lo cual predice oblicuidades ms parecidas a las de etapas ms jvenes. Como se mencion arriba, estos polos se ubican cada vez ms al norte cuanto ms antiguo es el intervalo. En una inspeccin evolutiva, la migracin de los polos de intervalo hacia latitudes cada vez ms altas indica una reduccin progresiva del segmento del margen donde la reconstrucciones predicen divergencia entre Faralln y Sudamrica, es decir de la zona donde no habra habido subduccin de Faralln. Estos segmentos del lmite de placas, donde las reconstrucciones predicen divergencia entre Faralln y Sudamrica, corresponden a la extensin mnima de la fosa Phoenix-Sudamrica durante cada intervalo. Asimismo, la migracin hacia el sur de los polos de intervalo sugiere una migracin hacia el sur de la triple unin Faralln-Sudamrica-Phoenix, posiblemente con una velocidad no menor a los 20 cm/ao. La fbrica tectnica de este fragmento de litsfera ha permitido a Somoza y Ghidella evaluar la cinemtica Pacfico- Phoenix (ellos utilizan el nombre de Aluk) para aquellos tiempos, y por inferencia la cinemtica contempornea de Phoenix -Antrtida (DeMets en Gordon y Jurdy 1986, McCarron y Larter 1998), les permite ensayar una estimacin de la cinemtica Phoenix -Sudamrica a travs de Antrtida. Durante el Cretcico Tardo Paleoceno, la convergencia entre Phoenix y Sudamrica habra sido rpida, del orden de los 10 cm/ao en el extremo austral del continente, lo que sugiere que en aquellos tiempos haba un fuerte contraste de velocidades de convergencia en la zona de la triple unin Faralln-Sudamrica- Phoenix, con velocidad lenta al norte y rpida al sur de la triple unin. La direccin de convergencia Phoenix -Sudamrica habra sido cercana al E-O (ESE-ONO?), lo cual es consistente con una orientacin SO-NE de la dorsal Phoenix-Faralln, como haba sido predicho por Cande y Leslie (1986). Esta configuracin y el contraste de velocidades de convergencia a ambos lados de la triple unin sugieren que la edad de la corteza ocenica que entraba en subduccin debera crecer ms rpido hacia el norte que hacia el sur de la triple unin. De todas maneras, la proximidad de la dorsal seala subduccin de litsfera ocenica joven en extensos segmentos del margen.
6. 6. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 6 EAPIG-UNC Figura 7 Figura 7: Historia de la convergencia cenozoica entre Nazca (Faralln) y Amrica del Sur observada en la latitud 22 S (norte de Chile, arriba) y 12S (Per central, abajo) realizado por Rubn SOMOZA y Marta E. GHIDELLA. Se ilustra el promedio de la velocidad de convergencia para cada intervalo, los parmetros para el Cenozoico Temprano. Las lneas punteadas en las etapas ms antiguas reflejan la incertidumbre derivada de los cambios en la convergencia predicha y la falta de registros en la placa de Nazca para verificar estos cambios. La estrella indica la velocidad instantnea medida mediante GPS (Norabuena et al. 1999). La punteada en el intervalo ms joven presenta una evolucin de velocidad de convergencia alternativa que satisface la medicin instantnea y el valor promedio entre 4,9 y 0 Ma, ntese que el rea debajo de ambas curvas es la misma. En la parte superior del diagrama se muestra la direccin de convergencia predominante de Nazca (Faralln) hacia Sudamrica (fija) para cada intervalo. EVOLUCIN TECTNICA ANDINA La cordillera de los Andes constituye una de las cadenas de montaas ms impresionantes del planeta. Los Andes se encuentran situados sobre una zona de convergencia entre las placas ocenicas Nazca y Cocos las cuales subductan debajo de la placa continental de Amrica del Sur. Jordan et al (1983) divide la Cordillera de los Andes en tres segmentos: - Los Andes Septentrionales: Se extiende desde Venezuela (12N) hasta el Norte del Per (4S), este segmento resulta de la interaccin de la placas Caribe, Cocos, Nazca y Panam. Los Andes Septentrionales occidentales responden a fenmenos ligados a la acrecin de fragmentos de corteza ocenica y de arcos insulares producidos durante el Cretceo superior y Paleoceno estn ligados al levantamiento de series Paleozoicas deformadas y terrenos precmbricos. - Los Andes Centrales: Se prolongan desde el Norte de Per (4 latitud S) hasta Argentina (40 latitud S). La estructuracin de este segmento resulta de la subduccin de la placa ocenica Nazca/Faralln debajo de la placa continental Sudamericana. La parte Sur de los Andes Centrales est caracterizada por la presencia del Altiplano, la cual se desarrolla entre las cordilleras Occidental y Oriental. La parte Norte de los Andes Centrales se articula nicamente sobre una gran cordillera (Occidental/Oriental) generando en su borde oriental una basta cuenca de Antepas. - Los Andes Meridionales: Se desarrollan entre 40 y 55 de latitud S. Este segmento es interpretado como resultado de la subduccin de las placas Nazca, Antrtica y Scotia debajo de la placa continental.
7. 7. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 7 EAPIG-UNC Figura 8. Divisin de la Cordillera de los Andes Palacios et al En el Per en las rocas paleozoicas, se puede reconocer la Orogenia Calednica en el Noroeste y la Orogenia Hercnica en la Cordillera Oriental, con dos ciclos sedimentarios: uno en el Paleozoico inferior y otro en el Paleozoico superior, culminando cada uno de ellos con una fase de deformacin. Se reconoce as como Fase Eohercnica la primera de ellas (340 M.A.), como Fase Tardihercnica la segunda (280 M.A.), y como Fase Finiherciniana la ltima. (Bernard Dalmayrac, 1988). En las rocas mesozoicas y cenozoicas se reconoce el Ciclo Andino, comprendiendo en l varias etapas de sedimentacin y varias fases de deformacin, siendo las principales de ellas, tres fases tectnicas definidas por Gustav Steinmann (1929), Fase Peruana ocurrida en el Cretcico superior, luego la Fase Incaica en el Eoceno - Oligoceno, seguida despus por la Fase Quechua (Mioceno) y otras en el Plioceno y comienzos del Cuaternario. Cabe muy poca duda que Steinmann estuvo inspirado por el concepto expuesto en el libro de Stille cinco aos antes. Benavides-Cceres considera que la Cordillera de los Andes es el resultado de tres grandes ciclos geodinmicos: Precmbrico, Paleozoico Temprano a Trisico Tardo y Trisico hasta la actualidad. El ltimo ciclo incluye una primera fase del Trisico Tardo temprano Senoniano, que era bsicamente extensional y de atenuacin cortical. En el Cenozoico esta fase se caracteriza por la repeticin de los pulsos de compresin y la presencia a lo largo del margen continental de un arco magmtico con una intensa actividad plutnica y volcnica. Durante esta fase, una secuencia de episodios de compresin: Peruana (84-79 Ma), Incaica I (59-55 Ma), Incaica II (43-42 Ma), Incaica III (30-27 Ma), Incaica IV (22 Ma ), Quechua I (17 Ma), el Quechua II (8-7 Ma), Quechua III (5-4 Ma), y Quechua IV (Pleistoceno temprano) formaron tres fajas plegadas y corridas importantes. Para Pardo-Casas y Molnar (1987), los periodos de rpida convergencia correlacionan notablemente bien con dos de los periodos de alta actividad tectnica en los Andes Peruanos; la Fase Inca (Eoceno tardo) y la Fase Quechua (Mioceno Plioceno). Las correlaciones de rpida convergencia entre la Placa de Nazca y Sudamrica corresponde a tiempos en que el plegamiento y fallamiento inverso eran particularmente activos y las de baja convergencia cuando la actividad tectnica ha estado relativamente quieta. Figura 9. Grfico de los ratios promedio de la convergencia de placas en funcin del tiempo. Pardo-Casas y Molnar (1987)..
8. 8. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 8 EAPIG-UNC FASE MOCHICA Despus de la depositacin de las secuencias sedimentarias y volcnico-sedimentarias del Jursico-Cretcico medio; en el Albiano superior- Cenomaniano Temprano, se da inicio a la formacin de la Subduccin de la Placa Faralln por debajo de la Placa Sudamericana y del levantamiento precoz de la Cuenca Peruana, la cual corresponde a su vez, a la primera abertura del atlntico sur a nivel de las placas de Amrica y Africa; (Pindell et al 1990). Estos primeros eventos compresionales ocasionaron una serie de pliegues distribuidos en la regin costera y parte de la Cordillera Occidental del Norte del Per (W. S. Pitcher et al, 1975; F. Megard, 1984), los cuales se hallan asociados a gabros sintectnicos que a su vez son cortados por intrusiones granitoides del Batolito de la Costa. FASE PERUANA La Fase Tectnica Peruana, es un evento de deformacin compresional, que afecta principalmente la Costa, Cordillra Occidental y el Altiplano. Durante el perodo de compresin de la Fase Peruana, se habran producido reas de debilidad por fracturas a nivel del frente andino, lo que habra facilitado el subsecuente emplazamiento del Batolito de la Costa cortando las series plegadas mesozoicas. La fase peruana comenz en la margen peruana durante el Coniaciano basal, culmin durante el Campaniano superior, y fue seguida por una remisin durante el Maestrichtiano (Etienne Jaillard, 1992). De un punto de vista tectono-sedimentario, se pudo establecer la siguiente cronologa: Coniaciano basal: llegada abrupta de material detrtico arcillos; levantamiento y erosiones locales, ms marcadas en el Sur y el Oeste; Coniaciano superior-Santoniano basal: dbiles deformaciones locales, levantamiento de la zona costera, y aislamiento de la cuenca marina oeste- peruana; la emersin casi general del Santoniano superior es debida a la conjuncin de una regresin eusttica y del levantamiento progresivo de la margen sin deformaciones importantes, y es seguida por una transgresin de origen eusttico en el Campaniano medio; Campaniano superior: cabalgamientos y deformaciones en el Suroeste del Per, generalizacin de la sedimentacin de Capas Rojas en la parte este de la cuenca occidental, e inicio de la sedimentacin arenosa en la cuenca oriental. El Maestrichtiano es un periodo de calma tectnica expresado por transgresiones marinas breves las cuales cubrieron la cuenca oriental. La paleografa del Maestrichtiano muestra que la cuenca oriental se converta en la cuenca de antepas de los incipientes Andes. En el ecuador la Fase Peruana es una etapa de deformacin compresiva calificada como una inversin tectnica de rgimen transpresivo dextral (Baby et al., 1999). En la regin oriental se evidencia un hiato sedimentario regional desde 85 a 73 Ma (Rivadeneira, 1996; Jaillard et al., 1999) entre los miembros Napo superior y Tena inferior (Baldock, 1982). Estas evidencias indican que la colisin y acrecin del plateau ocenico Pallatanga ocurri durante esta fase (Litherland et al., 1997; Pratt et al., 1998; Dunkley y Gaibor, 1998), dando como resultado la formacin de la zona de sutura Calacal Pujil Palenque (Boland et al., 1997). Figura 10. Mapa estructural del Ecuador, modificado de Winkler et al. (2002)
9. 9. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 9 EAPIG-UNC FASE INCAICA (TECTNICA INCA) Es la fase ms importante del ciclo andino, afecta principalmente a los segmentos Norte y Central del Per que presentan una deformacin ms que el Sur. Benavides-Cceres subdivide en cuatro Eventos (Inca I Inca IV). El Paleoceno superior est marcado, a nivel del Pacfico Sur, por una modificacin de la direccin de convergencia. Esta modificacin constituye el primer evento del periodo de reorganizacin de la geometra de las placas a la escala del planeta que caracteriza el Eoceno. La crisis tectnica Inca I (59-55 Ma) coincide con un cambio de direccin y con un aumento de la velocidad de convergencia entre las placas Faralln y sudamericana que se producen alrededor de la anomala 25 (Pilger, 1984; Pardo-Casas y Molnar, 1987). Esta fase est caracterizada por el intenso plegamiento (fajas de orientacin NO SE) y fallamiento (rumbo NE) en rocas sedimentarias del Cretceo. Como resultado de esta fase, discordantemente a las rocas mesozoicas, se inicia la depositacin de los Volcnicos Llama (55 Ma; Benavides, 1999; Noble et al. 1990). La reconstruccin de Pardo-Casas y Molnar (1987) determinan una fuerte velocidad de convergencia para el periodo que va de algunos millones de aos antes de la anomala 21 a algunos millones despus de la anomala 18. El periodo de fuerte velocidad cubrira el Eocene inferior y medio, es decir correspondera a una subduccin plana (Carlotto et. al) y coincidira con el inicio del evento tectnico Inca II considerada como la principal fase de acortamiento de los andes peruanos, que desarrolla principalmente el cinturn intensamente deformado y plegado al este de la Cordillera Occidental. Las estructuras incaicas de esta parte fueron profundamente recortadas por erosin subsiguiente y cubiertas discordantemente ms hacia el noreste por conglomerados y rocas volcnicas datadas de alrededor de 40 M.A. (D. C. Noble y otros, 1974, 1979). La Fase Inca II, se caracterizo por una deformacin compresiva cuya mxima expresin se sita hacia los 43 42 Ma (Noble, et al, 1988 1989). Hay un aumento de la velocidad de convergencia, la deformacin afecta a todo el basamento sedimentario Cretceo, originando plegamientos subpararelos de direccin WNW ESE y fallas inversas de tendencia NW a WNW. Seguida de esta fase inicia la depositacin del Volcnico Chilete, Formacin Porculla. La Fase Inca III (30 27 Ma), coincide con disminucin de la tasa de convergencia durante el Oligoceno, dando como resultado la disminucin del vulcanismo, la direccin de convergencia a rotado en sentido horario hasta E W, producto de la ruptura de la placa Faralln. La ltima Fase Incaica (Fase Inca IV, 23 22 Ma). Corresponde al reinicio de la alta convergencia de placas. Se produce el magmatismo que se asocia al primer evento de emplazamiento de sistemas porfirticos en Cajamarca (Camus, 2007), que se hospedan en rocas mesozoicas deformadas. Uno de los principales factores que control el magmatismo (plutonismo volcanismo) en el norte del Per, fue la direccin del movimiento de las placa tectnica ocenica (placa de Nazca) y sus diferentes razones de convergencia. Antes del Mioceno la placa de Nazca/Faralln tena una direccin de convergencia NE (Pardo-Casas y Molnar, 1987) y la convergencia actuaba alternadamente entre razones altas y bajas. Estas razones se desarrollaron a su vez paralelo a las fases tectnicas Inca II y III (Benavides-Cceres). Fue durante el Mioceno temprano que la actividad magmtica se reinici. El magmatismo se encontr temporalmente ligado a la fase Inca IV (22 Ma; Benavides-Cceres) y est acompaada de una alta razn de convergencia. La caracterstica tectnica ms importante del Mioceno temprano fue la rotacin en sentido del reloj de la direccin de convergencia de la placa de Nazca (Pardo-Casas y Molnar, 1987) (Figura 6). Los sistemas porfirticos de la regin de Cajamarca por su distribucin espacial, sentido de evolucin geocronolgica y sus similitudes geoqumicas se relacionan un comn control estructural regional, la Falla Punre Canchis (Raymond Rivera, 2008). El origen de la falla Punre-Canchis (Quispe et al., 2007) se piensa est relacionada al Tectonismo de placa. El comportamiento inicial de esta falla regional fue de rumbo con sentido dextral, con una clara componente compresional. Es durante el Mioceno temprano que debido al giro en sentido del
10. 10. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 10 EAPIG-UNC reloj de la direccin de convergencia de la placa de Nazca, que la falla Punre-Canchis se reactiva. La caracterstica principal de la reactivacin de la falla es que cambia su sentido de movimiento a un comportamiento sinestral, con una fuerte componente compresional, pero adems con una clara componente tensional en las zonas de inflexin de la falla. (Figuras 11 y 12). Estas zonas de inflexin sujetas a un esfuerzo tensional se habran comportado como zonas de menor presin y seran propicias para el emplazamiento de los sistemas porfirticos. (Figura 13B) Figura 11. Sentido del movimiento del sistema de fallas Punre-Canchis durante el Palegeno (modelo Riedel). Raymond Rivera Cornejo, 2008 Figura 12. Sentido del movimiento del sistema de fallas Punre-Canchis durante el Mioceno (modelo Riedel). Raymond Rivera Cornejo, 2008 Figura 13. Comportamiento de la falla Punre-Canchis en sus zonas de inflexin durante el Palegeno (A) y el Mioceno (B). Raymond Rivera Cornejo, 2008 En el Ecuador la fase tectnica Inca se pone en evidencia por los siguientes argumentos: (1) entre 34 37 Ma en la Costa se registra un hiato sedimentario (Bentez, 1995), (2) en la Cordillera Real existe una alta taza de exhumacin entre 43 y 30 Ma (Spikings et al., 2000), (3) en el rea de la cuenca de Cuenca se depositan los sedimentos con el aporte de la Cordillera Real de la Formacin Quingeo (Hungerbhler et al, 2002) y (4) entre 42 y 37 Ma se tiene una alta taza de convergencia (150 mm/a) en una direccin N 70 (Pardo Casas & Molnar, 1987). Todos estos criterios indican que la Unidad Macuchi se acrecion al continente en forma oblicua, durante el Eoceno tardo, deformando al Grupo Angamarca, la Unidad Yunguilla y emplazando tectnicamente escamas de la Unidad Pallatanga al interior de las mismas. Esta segunda acrecin ocurri a lo largo de la falla Chimbo Cai entre 2 S y 3 S y a lo largo de la falla Toachi Toacazo entre 0 S y 1 S (McCourt et al, 1997; Dunkley y Gaibor, 1998; Boland et al., 2000)
11. 11. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 11 EAPIG-UNC FASE QUECHUA El perodo tectnico Quechua corresponde a una aceleracin de la convergencia entre la placa Nazca y la placa sudamericana, despus del cambio de direccin de convergencia a los 26 Ma (anomala 7). Esta convergencia se caracteriza por una tasa importante, superior a 8 cm/a hasta 11 cm/a a los 10S y una direccin casi perpendicular a la fosa Per-Chile. Para Sbrier y Soler (13), durante este paroxismo tectnico (perodo Quechua) el desplazamiento de la placa sudamericanana hacia el oeste (tasa de abertura rpida del Ocano Atlntico ecuatorial) est compensado por el acortamiento de los Andes. Durante la fase Quechua se form la superficie de erosin Puna, notoria en el flanco Oeste y Este de la cordillera Occidental; en las cordilleras mismas la superficie desaparece bajo una gruesa cubierta de productos volcnicos Pliocuaternarios. Este perodo se caracteriza por una intensa actividad magmtica efusiva e intrusiva. Tectnicamente este perodo corresponde a la estructuracin de los Andes tal como se presentan hoy en da, debido a un largo perodo de deformacin en compresin que afecta los Andes centrales en su totalidad. Benavides-Cceres tambin subdivide esta Fase en 4 eventos (Quechua I Quechua IV) aunque otros autores slo consideran tres. La fase tectnica Quechua I (Mioceno Temprano) se describe bien en el Per central dnde existen evidencias de la reactivacin de la Faja Plegada del Maran (Soulas, 1977), y en el norte del Per dnde los volcnicos sub-horizontales del Mioceno Temprano (Volcnico San Pablo) estn cubriendo a las rocas plegadas del Mesozoico y Cenozoico (Noble, y otros, 1990). El anlisis estructural sugiere que el acortamiento fue aproximadamente E-W (Soulas, 1977). La Fase Quechua II (Mioceno Medio) tambin est bien documentado y sigue la direccin de acortamiento del Quechua I (Mgard, 1984). Esta fase culmina con la depositacin del Volcnico Huambo (9- 5 Ma)Realmente la faja plegada y sobreescurrida Subandina, que originalmente se pens era principalmente de edad Miocenica Tarda (Quechua III), es el resultado de la deformacin episdica que involucr las tres fases de deformacin Quechua como lo sugiere la deformacin de las molasas asociadas (Aleman y Marksteiner, 1997). Desde tiempos del Plioceno, los Andes se levantaron por lo menos 3,000 metros. La Faja Plegada y Sobre-escurrida del Subandino contina su propagacin al antepas. Sin embargo el alto andino y las tierras bajas del Pacfico experimentaron fallas de rumbo e inversin de fallas (Sbrier y Soler, 1991). El ltimo evento de la Tectnica Quechua (Quechua IV) conocida por algunos autores como Fase Tectnica Pliocena es la responsable de la totalidad del levantamiento de los Andes, el mayor levantamiento se ha producido en el Plio-Cuaternario; segn B. Dalmayrac et al. (1988), dicho levantamiento es del orden de 200 m., el cual es evidenciado por el encajonamiento profundo de los valles andinos. En el Ecuador, en la Cordillera Real se tiene una alta taza de exhumacin entre 23 y 15 Ma. Pudiendo ser el efecto de un cambio en los vectores de subduccin de placas durante el Mioceno temprano (Spikings et al., 2000). Una alta razn de exhumacin en la Costa refleja la existencia de un evento tectnico conocido como fase Quechua I. Alrededor de 9.5 Ma se tiene una inversin tectnica en el rea de antearco, reflejando el inicio de la compresin Este Oeste (Hungerbhler et al., 2002). En la Cordillera Real alrededor de 9 Ma existi una reactivacion de fallas con dezplazamiento alrededor de 1.5 km en el Terreno Loja. La falla de los Llanganates pudo haber sido reactivada en rgimen compresivo con un desplazamiento vertical (Spikings et al., 2000). Todo indica la existencia de una nueva fase tectonica denominda Quechua II. En el Mioceno tardo un cinturn volcnico contnuo, localizado aproximadamente a lo largo del frente volcnico actual. Se considera en base a esta evidencia que una fase tectnica actu hace 5 Ma, evento conocido como fase Quechua III. En el lmite inferior del Cuaternario, se produce una de las principales etapas de inversin tectnica de la Cuenca Oriente, siendo responsable del levantamiento de la Zona Subandina, evento que levanta toda la columna sedimentaria de la cuenca Oriente, la que involucra hasta lahares y terrazas Cuaternarias. Esta fase tectnica es conocida como Quechua IV, la que viene ocurriendo desde hace 2 Ma.
12. 12. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 12 EAPIG-UNC Figura 14. Cuadro Geocronolgico, Estratigrfico y Tectnico de Cajamarca, ORBASA - 2013
13. 13. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 13 EAPIG-UNC LA DEFLEXIN DE HUANCABAMBA Y LA CUENCA DE LANCONES La Deflexin de Huancabamba es una megaestructura de deformacin cortical ubicada en la regin noroccidental del Per, entre los departamentos de Piura, Cajamarca, Tumbes y parte de Amazonas. Constituye el eje de transicin de los Andes centrales a los Andes septentrionales. Esta morfoestructura Cretcica se form por influencia de un rgimen de esfuerzos transpresivos que se desarrollaron durante el Cretceo y palegeno por la acrecin de bloques alctonos que hoy conforman los Andes del Norte, entre estos bloques tenemos el macizo Amotapes-Tahun, el terreno Chaucha y el terreno Pallatanga-Pin, esta colisin sucesiva tambin influenci en la formacin de la cuenca Lancones. Figura 15. Configuracin de la transversal de Huancabamba a fines del Cretceo, que reproducen la reparticin actual de las placas (J. Aubuin, Lehman 1980) La cuenca Lancones se sita en el noroeste del Per, y se extiende al sur del Ecuador, donde se le conoce con el nombre de cuenca Celica. Constituye una estructura alongada de rumbo NE-SO. Se encuentra limitada al oeste y norte por el macizo paleozoico AmotapesTahun y por el este por el complejo metamrfico Olmos-Loja. Coincide aproximadamente con la zona de transicin entre los Andes Centrales, sin acrecin de terrenos o bloques ofiolticos, y los Andes del Norte, que han sufrido obduccin y/o acrecin de terrenos ocenicos y/o continentales (Mourier et al., 1998). Est rea es la clave para entender el comportamiento tectnico de la margen andina y de terrenos alctonos (Serrones et al., 1993). El modelo asumido para la evolucin magmtica de la cuenca Lancones se originara a partir de un rift con orientacin NNE SSO, bajo un rgimen extensional ubicado dentro de una margen continental que se form en el Albiano, hasta una cuenca marginal que fue producto de la separacin entre Gondwana y Laurasia, evidenciados por estudios de sedimentologa, estratigrafa y geoqumica (Scotese, 1991; Tegart et al., 2000; Ros, 2004; Winter, 2008; Kennan y Pindell, 2009). Figura 17. Modelo geotectnico para la formacin de la cuenca Lancones entre 105 y 100 Ma, periodo en el cual se originan los depsitos tipo VMS como Tambogrande. Winter (2008). Estudios paleomagnticos realizados en la cuenca de Lancones muestran que en ella ocurre un giro progresivo de cerca de 90 en sentido horario entre el Neocomiano y el Cretceo superior (Mourier et al, 1988), que se ajusta a un rgimen de cizalla dextral este-oeste (Aspden et al. 1995; Kennan y Pindell, 2009). Este giro correspondera al cambio de rumbo del flanco norte de la Deflexin de Huancabamba con respecto al rumbo del flanco sur; la cuenca transit desde una direccin axial norte-sur hasta una posicin noreste (Ros, 2004).
14. 14. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 14 EAPIG-UNC Una serie de eventos colisionales post rift a lo largo del norte de los Andes, en Ecuador y cerca de la cuenca Lancones, contribuy a un componente adicional de rotacin en sentido horario (Mitouard et al., 1990). El terreno alctono Amotape fue transportado hacia el norte y adosado en el Cretcico inferior con tendencia al noreste por fallas dextrales desarrolladas durante la rotacin en sentido horario (Mourier et al., 1988). luego llega y se acreciona en sentido dextral, el terreno Chaucha, causando: Intensa interrupcin, fragmentacin y rotacin de la serie costera Paleozoica metamrfica del dominio Amotape-Tahun; Desarrollo del sistema de suturas Portovelo-Girn-Peltetec y la melange de Chaucha; a consecuencia de esto se abre el rift tipo pull-apart y magmatismo bsico (toletico) formando la cuenca de Lancones. Durante el Cretceo tardo Paleoceno, llega y se acreciona dextralmente el terreno Pallatanga-Pin, causando: el desarrollo de la sutura Jubones-Pallatanga-Pujil; Contina la rotacin/deformacin del dominio Amotape-Tahun y el sistema de fallas Portovelo- Girn; Inversin parcial/rejuvenecimiento de la porcin norte de la cuenca de Lancones (Oscar Palacios et al.). Y en el Eoceno superior y Oligoceno inferior con la acrecin en este margen del arco de la isla de Macuchi, dirigi la configuracin final del terreno (Huges y Pilatasig, 2002; Spikings et al., 2005). (Figura 16) Figura 16.Dominios lito-tectnicos del sur del Ecuador y norte del Per. (Oscar Palacios et al.) El macizo Amotapes-Tahun es un bloque microcontinental del Paleozoico que limita la parte occidental de la cuenca Lancones, y corresponde a un bloque alctono de acrecin continental derivado del modelo evolutivo establecido para la margen occidental de Gondwana (Mourier et al., 1988; Aspden et al. 1995; Jaillard et al., 2000; Sempere et al., 2002; Winter, 2008; Kennan y Pindell, 2009). Figura 17. El macizo Amotapes-Tahun es un bloque microcontinental del Paleozoico. Morante et al. 2012 En este bloque afloran rocas metamrficas de edad paleozoica intruidos por granitoides trisicos del Macizo de Illescas, Paita y los Cerros de Amotape. Todo este conjunto pertenece a un mismo bloque parautctono de corteza continental del terreno Amotape-Tahun (Bellido et al., 2009) Los granitoides del tipo S de edades 2201,5 Ma y 2392 Ma son el resultado de la fusin de metasedimentos de la corteza continental superior en relacin con un evento tectnico extensional. En el Cretcico inferior este bloque colisiona a la margen continental Per-Ecuador. (Carlotto et al., 2009) (Figuras 17 23).
15. 15. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 15 EAPIG-UNC Figura 18. El terreno Amotape-Tahun que tiene entre 132 a ~110 Mase acreciona al continente sudamericano durante el Cretcico inferior. Morante et al. 2012 La acrecin del bloque Amotapes-Tahuin, transportada por una Paleoplaca Pacifica provocara el bloqueo de la subduccin asociada al arco Jursico (Figura 19) y la naciente de una nueva zona de subduccin al oeste, cuya geometra se reflejara en el arco AlbianoCretcico superior (Mourier, 1988) Figura 19. Esquema estructural, mostrando la posicin del arco volcnico del Jursico superior-Neocomiano y la posicin del bloque Amotape. Salcedo et. al. 2012 Figura 20.Esquema estructural, mostrando la colisin del bloque Amotape y la migracin del arco volcnico jursico a una posicin ms occidental (arco volcnico Lancones) de edad cretcica. Salcedo et. al. 2012 Despus de la acrecin del terreno de AmotapeTahun a lo largo del segmento norte del Per se produce la rotacin del bloque hacia la derecha del Complejo Olmos. La margen peruana se convierte en una zona de subduccin, mientras que el margen ecuatoriano de sistemas transversales noreste se convierte en una transcurrente dextral. Esta modificacin originara en el noroeste del Per y suroeste de Ecuador una estructura de rumbo axial N-S que dara origen a la formacin de la cuenca Lancones que se presenta a partir de grbenes extensivos relacionados a la subduccin a lo largo de una margen continental, originados por un rgimen de cizalla dextral este-oeste observado en el complejo metamrfico del oro en Ecuador (Aspden et al. 1995) con un continuo fallamiento dextral del terreno de Amotape. (Figura 21)
16. 16. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 16 EAPIG-UNC Figura 21. Formacion de la cuenca Lancones y fallamiento dextral del bloque Amotapes Tahun. Morante et al. 2012 Figura 22. Terminacin del rifting marginal, acrecin de placa ocenica Pallatanga en el Ecuador. Morante et al. 2012 Figura 23. Modelo tectonoestratigrfico actual del rgimen tectnico transpresivo en los Andes del Norte. Morante et al. 2012 Mourier et al. (1988) mediante estudios de paleomagnetismo concluyen que existi una rotacin total de 110 en sentido horario sobre las rocas paleozoicas del bloque AmotapeTahun (Figura 24) junto con un movimiento latitudinal hacia el Norte. Un complejo bsico pre-albiano formado por pillow lavas, flujos de lava y brechas descrito por Mourier et al. (1988, ha sufrido una rotacin horaria total de 94 y las formaciones volcnicas que sobreyacen inconformemente a dicho complejo bsico de basamento han sufrido una rotacin horaria de 63 y son equivalentes con las rocas del arco volcnico AlbianoSenoniano de la Fm. Celica reportadas por Jaillard et al. (1999) y redefinidas como Cretcico Superior por Egez & Poma (2001). Durante el Terciario se produce una rotacin horaria postcretcica de 35 en una intrusin. Estos datos permiten notar que entre el Cretcico Superior y parte del Terciario Inferior se produjo una rotacin de al menos 59 (Mourier et al., 1988).
17. 17. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 17 EAPIG-UNC Figura 24. Perodos de rotacin del Bloque Amotape. Durante el Paleozoico al pre-albiano se produjo una rotacin horaria de aproximadamente 16, en el perodo pre-albiano hasta Cretcico Superior de produjo una rotacin horaria aproximada de 31 y finalmente en el perodo Cretcico Superior Terciario una rotacin aproximada de 63, haciendo un total de 110. Resumido por Pedro Reyes a partir de Mourier et al. (1988) Dentro de un rgimen extensional donde se desarrollara el arco AlaoPunta de Piedra se separaran parte de los terrenos metamrficos del sur de la Cordillera Real junto con una rotacin horaria de 16 dando origen al bloque Amotape (Figura 25a). La colisin del plateau Pin Pallatanga durante el Campaniano sera responsable de la acrecin y plegamiento del terreno Alao en la parte norte de la Cordillera Real, mientras que en la parte sur se producira la mxima rotacin horaria del bloque Amotape (59) bajo un rgimen extensional an vigente, donde se desarrollara la Fm. Celica. El subsiguiente movimiento y traslacin postCretcico del terreno PinPallatanga en direccin NNE (Figura 25b) explicara el resto de la rotacin Terciaria del bloque Amotape (35) y la incorporacin dentro de dicho bloque de ciertos fragmentos ofilticos que segn datos geoqumicos reportados por Bosch et al. (2002) indicaran una afinidad de plateau basalto (OIB) para algunas rocas de alta presin del Complejo Metamrfico Raspas. Estos fragmentos podran corresponder a relictos cretcicos del terreno Pin-Pallatanga emplazados tectnicamente y acrecionados lateralmente en el bloque Amotape. Figura 25. Esquemas tericos sobre la evolucin Cretcica de la Cordillera Real y el Bloque Amotape. (a) La colisin del plateau Pin Pallatanga causara la interrupcin del volcanismo en el arco volcnico Alao, pero permite la continuidad del volcanismo en la parte sur por medio de un rgimen extensivo. (b) La migracin del plateau Pin Pallatanga en direccin NNE adiciona fragmentos en el bloque Amotape y genera una zona de melange al Norte del mismo. La rotacin final se completa en este perodo. Reyes, P. (2008).
18. 18. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 18 EAPIG-UNC Mientras que en la cuenca Lancones al menos se desarrollaban tres etapas de depositacin (Salcedo et. al. 2012), la fase de 100 a 105 Ma levantamiento por colisin de bloque Amotape, inicio de la sedimentacin con primeros pulsos magmticos. Fase de 91 a 99 Ma inestabilidad tectnica con la sedimentacin de una potente serie turbidtica continua al magmatismo. Y la fase de 70 a 65 Ma. Cierre de la cuenca e inicio de la deformacin. (Modificada de Winter, 2008) Figura 26. Fases de la evolucion de la Cuenca Lancones (Winter, 2008; modificado por Salcedo et. al. 2012) FRENTE ANDINO ORIENTAL El Frente Andino Oriental representado como Sistema de fallas Cauca Romeral en Colombia y Venezuela (Germn Chicangana, 2005; Grosse, 1926; Campbell, 1968) y Falla Golfo de Guayaquil en el Ecuador y norte de Per (Churchill Vela, 2008) divide los andes septentrionales o bloque Nor Andino de los Andes Centrales. El bloque Nor Andino (Pennington, 1981) est formado por rocas continentales y ocenicas adicionadas al continente, tal como hablamos en el apartado anterior. Se encuentra limitado al Norte por el Cinturn Deformado del Caribe Sur; al occidente por la fosa Ecuador Colombia Panam; al Este y Sur por el Frente Andino Oriental, este ltimo lmite est formado por una serie de fallas transpresivas dextrales de carcter regional que se extiende desde Ecuador (Golfo de Guayaquil) hasta Venezuela (Ego et al. 1996). La velocidad relativa de movimiento del Bloque Nor Andino es de 8.7 mm/a en direccin N35E respecto a Sudamrica (Trenkamp et al., 2002). Figura 27. Esquema de la geodinmica en el Noroeste de Sudamrica. Modificado de Penington (1981). El Frente Andino Oriental representa una zona de debilidad importante durante la historia geolgica de la regin norandina y corresponde a varios fenmenos tectnicos superpuestos, de los cuales los principales representan un tectonismo de estilo alpino, de edad cretcica, al cual se superpuso una tectnica de cizallamiento, con grandes fallas de rumbo removilizadas durante todo el Cenozoico (Toussaint y Restrepo, 1984).
19. 19. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 19 EAPIG-UNC Los sentidos y magnitud de los diversos desplazamientos de rumbo han sido ampliamente discutidos, principalmente porque la direccin de las fallas es subparalela a la direccin de la gran mayora de las unidades litolgicas y, as, los desplazamientos aparentes no son claros. Inicialmente, se supuso un movimiento dextral para el sistema (Feininger, 1970; Irving, 1971; Hall et al., 1972) basndose en un aparente desplazamiento de los terrenos premesozoicos de la zona de Puqu, a lo largo de la falla Espritu Santo en Colombia. Sin embargo, basado en el estudio de la geometra de micropliegues en charnelas verticales, en una falla del Sistema Romeral, se postul un desplazamiento sinestral (Toussaint y Res-trepo, 1977) para el perodo actual, que ha sido apoyado, por varios estudios geofsicos. Los estudios paleomagnticos de Mac Donald (1980) indirectamente apoyan un movimiento sinestral reciente. Sin embargo, el Frente Andino Oriental puede haber tenido un comportamiento complejo, con cambios de sentido de movimiento, en funcin de los cambios de direccin de convergencia de las placas que actuaron en los Andes Septentrionales, tal como ha sido postulado por algunos autores como Feininger y Bristow (1980) y James (1985). As Germn Chicangana (2005) propone que partir del Plioceno Superior, con el acrecentamiento del Bloque Costa Rica Panam Choco en la esquina noroccidental de Colombia (Figura 35), se presenta una inversin en la transcurrencia en el sistema de fallas Romeral entre los 4 y los 7,5 N en donde predomina el efecto de esta ultima colisin, mientras que de los 4 N hasta los 4 S en el Golfo de Guayaquil, esta conducta se conserva dextral mientras que al sur de esta latitud esta es siniestral. (Steimann et al., 1999; Ego et al., 1996). La historia geolgica del Frente Andino Oriental puede resumirse en los siguientes eventos: inicialmente esta rea corresponda a un lmite divergente, durante el Jursico las masas continentales del Norte y Sur Amrica estaban separndose y haba un ocano entre ella, con un intenso vulcanismo submarino a lo largo de una dorsal medio-ocenica (Percy Denyer, 2003) (Figura 28) Figura 28. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica. para el Trisico Superior y Jursico Inferior. (Modificado de Chicangana, 2005) En el Jursico y los primeros inicios del Cretceo se inicia la convergencia al SE de la placa ocenica Faralln con la placa Continental Sudamericana; ocurre subduccin a lo largo del segmento ecuatoriano, mientras que el margen peruano tiene en sus inicios direccin NNO. Morante et al. 2012 Figura 29. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica para el Jursico Superior. (Modificado de Chicangana, 2005)
20. 20. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 20 EAPIG-UNC Figura 30. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica, para el Aptiano. (Modificado de Chicangana, 2005) Es en este ambiente tectnico cuando se acrecionan los terrenos Amotape y el Chaucha - Guamote al margen continental ecuatoriano (ver apartado anterior). Estas acreciones producen disminucin en el magmatismo del arco producto de la subduccin desarrollada desde el Jursico Superior en el margen continental (Ordez et al., 2001; Maya, 1992; Aspden et al., 1992, 1987). En el Campaniano se inicia el desplazamiento de una corteza gruesa y boyante que representa en este caso la placa Caribe junto con su posterior acrecentamiento en el margen occidental de la esquina NW de Suramrica convirtindose como la causa directa del incremento del metamorfismo dinmico en el Frente Andino Oriental debido al efecto de esta colisin (Germn Chicangana, 2005). Figura 31. Desplazamiento de la placa Caribe a partir del Campaniano. CH: Bloque Chortis, PAN: Proto - Antillas, CEC: Corteza engrosada del Caribe, AN: Amrica del Norte, AS: Amrica del Sur, PF: Placa Faralln, BA: Plataforma de Bahamas. Modificado de Denyer et al. 2003 Figura 32. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica para el Paleoceno Mostrndose aqu el origen posible de la Placa Caribe. (Modificado de Chicangana, 2005) Probablemente durante el lapso Aptiano Turoniano La placa Caribe conformaba una sola provincia gnea con la Meseta Ontong Java puesto que presentan caractersticas geoqumicas similares que sealan lavas de alta temperatura relacionadas a magmas primarios y que luego se separaron. (Germn Chicangana, 2005). Durante el lapso Maastrichtiano Paleoceno, se produce la acrecin del terreno Pallatanga en el extremo sur del margen continental de Suramrica y en el Eoceno la acrecin en este margen del terreno Macuchi (ver apartado anterior). Mientras eso la placa Caribe se desplazaba en direccin NE. CEC
21. 21. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 21 EAPIG-UNC Figura 33. Desplazamiento de la placa Caribe durante el Palegeno. CEC: Corteza engrosada del Caribe, AN: Amrica del Norte, AS: Amrica del Sur, PF: Placa Farallon, FM: Fosa Mesoameicana, PCG: Punto Caliente de Galpagos. Modificado de Denyer et al. 2003 Figura 34. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica, para el Eoceno. (Modificado de Chicangana, 2005) La particin de la Placa Faralln en el Oligoceno, conllev a que la placa Caribe se trasladara al ENE siguiendo el margen noroccidental de Suramrica hasta terminar encajndose entre las placas Norteamrica y Suramrica durante el Negeno (Germn Chicangana, 2005). Consecuencia final de esta convergencia es el acrecentamiento y colisin en el Negeno tardo del Bloque Costa Rica Panam Choco en la esquina noroccidental de Colombia que juega un papel importante en la dinmica Frente Andino Oriental produciendo una fuerte deformacin haca la zona norte de los Andes Septentrionales y un cambio en la convergencia de la Placa Nazca con este sector del continente. El cambio de convergencia de esta ultima, produce la colisin de la dorsal de Carnegie en el sur de esta zona configurando la geometra litosfrica actual del NW de Sudamrica y los estilos orognicos de los Andes del Norte desde el Plioceno Superior hasta el presente. Figura 35. Figura 35. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica para el Mioceno Inferior (Modificado de Chicangana, 2005) Figura 36. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica para el Mioceno Superior y Plioceno Inferior. (Modificado de Chicangana, 2005) Figura 37. Escenario geodinmico para la esquina NW de Sudamrica, para el Presente. (Modificado de Chicangana, 2005).
22. 22. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 22 EAPIG-UNC CONCLUSIONES Tomando la definicin de Ernesto Cristallini (2000), quien considera que las zonas de deformacin de cizalla son aquellas en que la componente de movimiento paralela al rumbo del plano de falla es importante, y se encuentran vinculadas a distintos ambientes tectnicos como: Zonas transformantes vinculadas a dorsales ocenicas, Zonas transformantes vinculadas al lmite de placas, Zonas de convergencia oblicua de placas, y Zonas de intraplaca. Y luego de haber estudiado las principales consideraciones concernientes a esta investigacin, concluimos que la componente cizallante de la Tectnica Andina en el Norte del Per, est vinculada a dos causas principales: (1) La convergencia oblicua de la placa Faralln, luego placa Nazca, con la placa Sudamericana ocasionada por los cambios en la direccin de convergencia. En el trabajo de Pardo-Casas y Molnar (1987) al menos se diferencia cuatro cambios importantes en la direccin de movimiento de la placa Faralln/Nazca (Figura 6), hasta hace 59 Ma la placa Faralln se mova en direccin N (NNE), posiblemente en el Cretceo la direccin era NW, durante este periodo el lmite entre la placa Faralln y Sudamrica era transformante dextral. A partir de los 49 Ma la direccin de movimiento de la placa Faralln se erige a N65 que se mantiene ms o menos homognea hasta los 35.58 Ma, etapa en la que se desarrolla el evento ms importante de la Tectnica Inca (Inca II), es una etapa compresiva con una componente de cizalla dextral producto de la convergencia oblicua. Ente 35.58 Ma y 25.82 Ma (Anomalias 13 y 7) hay una variacin en la direccin de movimiento de la placa ocenica alternando giros horario, antihorario; oscilando la direccin de desplazamiento entre E y NE, esta etapa correspondera a la ruptura sucesiva de la placa Faralln hasta formar las placas Nazca, Vancouver (la futura placa Juan de Fuca) y Guadalupe (que luego evolucion en las placas Rivera y Cocos). A 25.82 Ma se produce un giro horario causando una convergencia oblicua (S75E- S80E) entre la ahora placa de Nazca y la placa sudamericana, esta direccin se mantiene hasta los 19.90 Ma, esta etapa corresponde al ltimo evento de la Tectnica Inca (Inca IV) caracterizada por una compresin con componente cizallante sinestral. Luego la direccin de desplazamiento de la placa Nazca da un giro antihorario hasta N75E a partir del cual se mantiene con pocas variaciones hasta la actualidad. Esta direccin provoca una convergencia oblicua que genera una compresin con una componente de cizalla dextral, en este marco se desarrolla la Tectnica Quechua (I IV). (2) El segundo factor y no de menor importancia que genera la componente cizallante de la Tectnica Andina en el Norte peruano es el desarrollo, formacin y evolucin del Frente Andino Oriental; que su historia geolgica se remonta hasta el Jursico cuando esta rea era el lmite divergente entre Godwana y Laurasia, pero su actividad orognica se inicia a finales del Jursico e inicios del Cretceo cuando la placa Faralln converge con la placa Sudamericana subducendola oblicuamente, en el Cretceo Inferior se acreciona al margen continental el bloque microcontinental Amotapes-Tahun, luego llega y se acreciona al Noreste el terreno Chaucha, causando una rotacin horaria del bloque Amotapes-Tahun fragmentndolo por medio de fallas dextrales como consecuencia de esto se abre un rift tipo pull-apart formando la cuenca de Lancones de rumbo axial N- S que se presenta a partir de grbenes extensivos originados por un rgimen de cizalla dextral este- oeste, a partir del Campaniano hace su aparicin la placa Caribe que se desplaza en direccin NE provocando que a finales del Cretceo el terreno ocenico Pallatanga-Pin se acrecionara al margen Sudamericano ocasionando un giro horario de la cuenca Lancones de cerca de 90. Este giro correspondera al cambio de rumbo del flanco norte de la Deflexin de Huancabamba con respecto al rumbo del flanco sur; la cuenca transit desde su direccin axial norte-sur hasta una posicin noreste. A partir del oligoceno la ruptura de la placa Faralln y el subsecuente empuje de las placas Cocos y Nazca conllev a que la placa Caribe girara en sentido horario a una direccin ENE generando el movimiento del Bloque Nor-Andino en direccin NE y la activacin del Frente Andino Oriental como un sistema transpresivo dextral. Este sistema contino activo durante la ltima reorganizacin de placas producidas en el Pleistoceno donde la placa Nazca se subdivide en tres bloques y el bloque Nazca
23. 23. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 23 EAPIG-UNC Norte subduce al bloque Nor-Andino desplazndolo al ENE con una velocidad de 5.9 cm/a con respecto a Sudamrica que est siendo subducida en su margen central por el bloque Nazca Centro a 7.4 8.2 cm/a en direccin NE, esta diferencia de velocidades probablemente hayan activado las fallas del sistema transpresivo del Frente Andino Oriental en sentido sinestral que se est manteniendo en la actualidad, como sugieren algunos autores aunque atribuyen las causas la compresin producida por el Bloque Costa Rica Panam Choco en la esquina noroccidental de Colombia. El desarrollo de la componente cizallante en la Tectnica Andina ha tenido una gran influencia en la mineralizacin en el Norte Peruano, en la zona de Cajamarca se han identificado tres Corredores estructurales que controlan la disposicin espacial de los depsitos minerales. As el Corredor estructural San Pablo Porculla (Enriquez et al., 2006) con rumbo NW en el que se localizan una serie de yacimientos epitermales del tipo baja sulfuracin. El Corredor Michiquillay Hualgayoc (Gmez & Veliz, 2002) alineado al trend Andino caracterizado por el emplazamiento de depsitos porfirticos controlados por el sistema de fallas Punre Canchis. Y el Corredor estructural Chicama Yanacocha (Quiroz, 1997) con rumbo NE en el que se han emplazado yacimientos aurferos en depsitos epitermales de alta sulfuracin. Segn Raymond Rivera, y Alex Santisteban: todos estos corredores estructurales tienen su origen en las grandes fallas regionales de rumbo andino, que por lo general debido a la convergencia oblicua de las placas tectnicas tienen una componente cizallante asociada (strike slip). Esto se puede apreciar claramente en el rumbo NW de los corredores estructurales de San Pablo Porculla y Michiquillay - Hualgayoc. Ellos asocian al Corredor Estructural San Pablo - Porculla a un movimiento inverso dextral, con la formacin de estructuras Horst tail y mineralizacin de Au tipo Bonanza en depsitos epitermales de baja sulfuracin. A dems el Corredor Estructural Michiquillay Hualgayoc, se encuentra relacionado a un sistema de fallas de rumbo andino Punre Canchis (Rivera, 2008). Este sistema de fallas se habra formado durante un margen extensional (Cretcico), luego en el Cenozoico estas fallas normales fueron reactivadas originando una inversin tectnica positiva. El comportamiento inicial de esta falla regional fue de rumbo con sentido dextral, con una clara componente compresional. Es durante el Mioceno temprano que debido al giro horario de la direccin de convergencia de la placa de Nazca, que la falla Punre-Canchis se reactiva. La caracterstica principal de la reactivacin de la falla es que cambia su sentido de movimiento a un comportamiento sinestral, con una fuerte componente compresional, pero adems con una clara componente tensional en las zonas de inflexin de la falla. Estructuras secundarias a la falla principal se formaron durante la etapa extensional y habran preparado el control estructural para el emplazamiento de los depsitos porfirticos casi exclusivamente en el hanging wall del sistema de fallas Punre - Canchis. (Raymond Rivera, 2008). Otra estructura Andina que presenta una componente de cizalla es la Falla Cajamarca que se origin durante la Tectnica Inca con componente inverso y se reactiv en el Palegeno superior como falla direccional dextral. (Lagos et al.). El Corredor Estructural Chicama Yanacocha se diferencia de los otros corredores estructurales porque tiene una orientacin NE. Este Corredor Estructural presenta lineamientos de direccin NE que convergen con los grandes lineamientos y fallas de rumbo andino (NW). Para Raymond Rivera (2008) estos lineamientos de direccin NE son producto de las principales fallas regionales de rumbo andino (NW), es decir estos lineamientos son expresiones estructurales secundarias de los grandes movimientos de las fallas de rumbo andino que por lo general tienen asociada una componente tipo strike slip. Pero es probable que este Corredor este influenciado por la formacin de la deflexin de Huancabamba lo que corroborara la influencia de la evolucin del Frente Andino Oriental en la componente cizallante de la Tectnica Andina en el Norte Peruano. Evidencia de esto se halla en la alineacin NE de los cuerpos mineralizados del distrito minero Yanacocha que posiblemente se emplazaron controlados por una falla profunda cretcea reactivada en el Palegeno y Negeno temprano.
24. 24. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 24 EAPIG-UNC REFERENCIAS BIBLIOGRFICAS Adrian J. HARTLEY, et. al.: CENOZOIC TECTONO-STRATIGRAPHIC EVOLUTION OF THE ANDEAN FOREARC NORTHERN CHILE. Third ISAG, St Malo (France), 17- 19/9/1996 Alain LAVENU: NEOTECTNICA DE LOS ANDES ENTRE 1N Y 47S (ECUADOR, BOLIVIA Y CHILE): UNA REVISIN, Revista de la Asociacin Geolgica Argentina 61 (4): 504-524 (2006) Alain LAVENU, Nicole VATIN-PERIGNON: INTERPRETACION GEODINAMICA DEL EVENTO COMPRESIVO QUECHUA A 7 Ma EN LOS ANDES CENTRALES DE BOLIVIA Alejandro Lagos Manrique, Zenn Quispe Mamani, Julio Rodas Montenegro: MODELAMIENTO ESTRUCTURAL DE LAS AREAS DE CAJAMARCA, SAN MARCOS Y BOLIVAR, PERUMIN, 29 convencin minera (encuentro de operadores) Ana Mara Combina, Francisco Nullo: CICLOS TECTNICOS, VOLCNICOS Y SEDIMENTARIOS DEL CENOZOICO DEL SUR DE MENDOZA-ARGENTINA (35-37S Y 6930W), Andean Geology 38 (1): 198-218. January, 2011 A. Ramos, PLATE TECTONIC SETTING OF THE ANDEAN CORDILLERA Episodes, Vol. 22, no. 3. September 1999 Benavides, V. (1999). OROGENIC EVOLUTION OF THE PERUVIAN ANDES: THE ANDEAN CYCLE. In: Skinner, B.J., ed. Geology and ore deposits of the Central Andes. Soc. Economic Geologists, Littleton, CO, Special Publication 7, 61-108. Bernard Dalmayrac, Grard Laubacher, Ren Marocco, CARACTERES GENERALES DE LA EVOLUCION GEOLOGICA DE LOS ANDES PERUANOS, INGEMMET ORSTOM, Boletn N 12, serie D, Estudios especiales, abril 1988. Calmus, Thierry, 2011, EVOLUCIN GEOLGICA DE SONORA DURANTE EL CRETCICO TARDO Y EL CENOZOICO, in Calmus, Thierry, ed., Panorama de la geologa de Sonora, Mxico:Universidad Nacional Autnoma de Mxico, Instituto de Geologa, Boletn 118, cap. 7, p. 227266, 13 figs., 1 tabla. Csar Witt, Jacques Bourgois: RELACIONES ENTRE LA EVOLUCIN DE LA CUENCA DEL GOLFO DE GUAYAQUIL- TUMBES Y EL ESCAPE DEL BLOQUE NOR- ANDINO. Daniel Alex Merino Natorce, GEOLOGA Y CONTROLES DE MINERALIZACIN EN EL DEPOSITO CERRO YANACOCHA, DISTRITO DE YANACOCHA (CAJAMARCA PER), Tesis para optar el titulo de Ingeniero Gelogo, UNI, Lima-Per, 2005. David M. Chew, et al., EVOLUTION OF THE GONDWANAN MARGIN OF THE NORTH- CENTRAL ANDES, Geological Society of America Bulletin, May/June 2007 Edgardo Penzoni S. METALOGENIA DEL PERU, Instituto Minero y Metalrgico, Diciembre 1980. Eric Kendrick et al: THE NAZCASOUTH AMERICA EULER VECTOR AND ITS RATE OF CHANGE. Journal of South American Earth Sciences 16 (2003) 125131 Etienne JAILLARD: LA FASE PERUANA (CRETCEO SUPERIOR) EN LA MARGEN PERUANA. Boletn de la Sociedad Geolgica del Penu, v. 83 (1992). p. 81 87 Etienne JAILLARD, et. al.: REVISIN ESTRATIGRFICA DEL CRETACEO SUPERIOR DEL NOROESTE PERUANO Y SUROESTE ECUATORIANO. DATOS PRELIMINARES, CONSECUENCIAS TECTNICAS. Boletn de la Sociedad Geolgica del Per v. 88 (1998) p.101-115 Etienne Jaillard, et. al.: STRATIGRAPHY AND EVOLUTION OF THE CRETACEOUS FOREARC CELICA-LANCONES BASIN OF SOUTHWESTERN ECUADOR. Journal of South American Earth Sciences 12 (1999) 51- 68 Federico Pardo Casas & Peter Molnar, RELATIVE MOTION OF THE NAZCA (FARALLN) AND SOUTH AMERICAN PLATES SINCE LATE CRETACEOUS TIME, TECTONICS, vol. 6, N 3, pages 233-248, june 1987.
25. 25. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 25 EAPIG-UNC F. Megard: THE ANDEAN OROGENIC PERIOD AND ITS MAJOR STRUCTURES IN CENTRAL AND NORTHERN PERU J. geol. Soc. London, Vol. 141, 1984, pp. 893-900, 5 figs. Printed in Northern Ireland. Germn Chicangana: LA ZONA DE FALLAS DE ROMERAL: UNA ZONA DE SUBDUCCIN EXTINTA DEFORMADA Y CIZALLADA QUE SIRVE DE CONTACTO ENTRE UNA LITOSFERA OCENICA Y UNA CONTINENTAL EN EL NORTE DE SURAMRICA. Universidad Nacional de Colombia, Departamento de Geociencias, Postgrado Geologa Grard Laubacher, LA TECTNICA TARDI- HERCNICA EN LA CORDILLERA ORIENTAL DE LOS ANDES DEL SUR DEL PER Hans Niemeyer, et. al., EVOLUCIN TECTNICA CENOZOICA DEL MARGEN CONTINENTAL ACTIVO DE ANTOFAGASTA, NORTE DE CHILE INGEMMET, GEOLOGIA DEL PERU, Boletn N 55 Serie A: Carta Geolgica Nacional Italo Rodrguez Morante, et al., METALOGENIA, GEOLOGA ECONMICA Y POTENCIAL MINERO DE LA DEFLEXIN DE HUANCABAMBA: NOROESTE DEL PER, INGEMMET, Boletn N 29 serie B, Geologa Econmica. Lima 2012. Jacques Bourgois, et. al., GEOLOGA DE LA MARGEN ACTIVA DEL PER ENTRE LOS 3 Y 12 DE LATITUD SUR. Bull. Inst. fr. tudes andines. 1990, 19, N 2, pp. 241-291. J. Martinod, et. Al.: HORIZONTAL SUBDUCTION ZONES, CONVERGENCE VELOCITY AND THE BUILDING OF THE ANDES. JORGE J. RESTREPO, JEAN F. TOUSSAINT: CUENCAS DE TRACCION SINISTRALES EN LA FALLA DE MINAS DEL SISTEMA CAUCA- ROMERAL, EN LAS CERCANIAS DE MEDELLlN, COLOMBIA Jos Snchez et. al.: PUESTA EN EVIDENCIA DE GRANITOIDES TRISICOS EN LOS AMOTAPES-TAHUN: DEFLEXIN DE HUANCABAMBA. XIII Congreso Peruano de Geologa. Resmenes Extendidos Sociedad Geolgica del Per Kevin Adn Andamayo Yaya: NUEVO ESTILO ESTRUCTURAL Y PROBABLES SISTEMAS PETROLEROS DE LA CUENCA LANCONES, TESIS para optar el ttulo profesional de Ingeniero Gelogo, Lima-Per 2008 M. Sbrier, A. Lavenu, M. Servant, APUNTES RECIENTES SOBRE LA NEOTECNTONICA EN LOS ANDES CENTRALES (PERU BOLIVIA) O. Dollfus, LA CORDILLERA DE LOS ANDES PRESENTACION DE LOS PROBLEMAS GEOMORFOLOGICOS, Bull. Inst. Fr. Et. And. 1974, III, N 4, pp. 1-36. Omar J. Prez et al. VELOCIDAD RELATIVA ENTRE LAS PLACAS DEL CARIBE Y SURAMRICA A PARTIR DE OBSERVACIONES DENTRO DEL SISTEMA DE POSICIONAMIENTO GLOBAL (GPS) EN EL NORTE DE VENEZUELA, Interciencia, febrero, 2001, vol. 26, N 002, Caracas - Venezuela pp. 69-74. OSCAR PALACIOS, et. al.: TRANSICIN DE LOS ANDES CENTRALES A LOS ANDES DEL NORTE: NUEVA COMPRENSIN BASADA EN EL RECONOCIMIENTO DE CAMPO Y NUEVOS DATOS GEOQUMICOS GEOCRONOLGICOS Pedro Reyes: DISCUSIN SOBRE LA EVOLUCIN JURSICOCRETCICA DE LA CORDILLERA REAL Y EL BLOQUE AMOTAPE Percy Denyer: GEOLOGA Y GEOTECTONICA DE AMERICA CENTRAL Y EL CARIBE, Escuela Centroamericana de Geologa, Univesidad de Costa Rica. Apdo. 214-2060, UCR, Costa Rica. 2003 Pierina Pasotti, PLACAS TECTNICAS, Boletin de la Filial Rosario de la Sociedad Argentina de Estudios Geogrficos, GAEA, 1922 Pindell, J.L., and Kennan, L., 2007, CENOZOIC KINEMATICS AND DYNAMICS OF OBLIQUE COLLISION BETWEEN TWO CONVERGENT PLATE MARGINS: THE CARIBBEAN-SOUTH AMERICA COLLISION IN EASTERN VENEZUELA, TRINIDAD AND BARBADOS, TRANSACTIONS OF,
26. 26. ______________________________________________________________________________________ ORBASA 26 EAPIG-UNC GCSSEPM 27th Annual Bob F. Perkins Research Conference, 458-553. Rafael Bartolom de la Pea, EVOLUCIN TECTNICA DEL MARGEN CONTINENTAL OESTE DE MXICO: FOSA MESOAMERICANA Y GOLFO DE CALIFORNIA, tesis para optar el grado de Doctor en Ciencia Fsicas. Barcelona, Marzo de 2002. Reynaldo Charrier, Noberto Malunian, OROGENESIS Y EPIROGENESIS EN LA REGION AUSTRAL DE AMERICA DEL SUR DURANTE EL MESOZOICO Y EL CENOZOICO, Revista de la Asociacin Geolgica Argentina, Tomo XXX, N 2 (Abril junio, 1975). Pgs. 193 207 Richard Charles Idris Davies B. Sc. (Hons), TECTONIC, MAGMATIC AND METALLOGENIC EVOLUTION OF THE CAJAMARCA MINING DISTRICT, NORTHERN PERU, Thesis for the degree of Doctor of Philosophy in the School of Earth Sciences, James Cook University, Australia; December, 2002. RIVERA, Raymond & SANTISTEBAN, Alex (INGEMMET): CONTROL ESTRUCTURAL, PRODUCCIN Y RESERVAS EN LAS FRANJAS METALOGENTICAS DEL NORTE DEL PER (REGIN DE CAJAMARCA) R. J. SUREDA y R. H. OMARINI: EVOLUCIN GEOLGICA Y NOMENCLATURA PRE-GONDWNICA EN EL NOROESTE DE ARGENTINA (1800-160 MA) ACTA GEOLOGICA HISPANICA, v. 34 (1999), n 2-3,p. 197-225 Rubn Somoza: CENOZOIC CONVERGENCE IN WESTERN SOUTH AMERICA: SUBDUCTION OF THE NAZCA, FARALLN, AND ALUK PLATES. 6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona) , Extended Abstracts: 681-684 Rubn SOMOZA y Marta E. GHIDELLA: CONVERGENCIA EN EL MARGEN OCCIDENTAL DE AMRICA DEL SUR DURANTE EL CENOZOICO: SUBDUCCIN DE LAS PLACAS DE NAZCA, FARALLN Y ALUK, Revista de la Asociacin Geolgica Argentina, 60 (4): 797-809 (2005) Thierry SEMPERE: LAS FASES TECTONICAS EN LOS ANDES CENTRALES: ESPLENDOR y DECADENCIA DE UN PARADIGMA GEOLOGICO. Publicacin Especial SGP N5 (2004) p. 203-216 Vctor Carlotto & Jos Crdenas: EL EVENTO TECTNICO COMPRESIVO DEL EOCENO EN EL PER: RESULTADO DE UN PROCESO DE SUBDUCCIN PLANA?, XIII Congreso Peruano de Geologa. Resmenes Extendidos Sociedad Geolgica del Per Vctor Carlotto & et. al.: LOS DOMINIOS GEOTECTNICOS DEL TERRITORIO PERUANO, XV Congreso Peruano de Geologa. Resmenes Extendidos. Sociedad Geolgica del Per, Pub. Esp. N 9 (2010), Cusco p. 47-50 Victor Carlotto ET al. DOMINIOS GEOTECTNICOS Y METALOGNESIS DEL PER, Bol. Soc. Geol. Per 103: 1-89 (2009) Sociedad Geologica del Peru SGP Victor Maksaev J. LAS FASES TECTONICAS INCAICA Y QUECHUA EN LA CORDILLERA DE LOS ANDES DEL NORTE GRANDE DE CHILE, Instituto de Investigaciones Geolgicas. Casilla 10465, Santiago Chile.