la deformación y el acortamiento andino

8/18/2019 La Deformación y El Acortamiento Andino

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91 Bol. Soc. geol. Perú 101: 91-119 (2006)

© Sociedad Geológica del Perú SGP ISSN 0079-1091

LA DEFORMACIÓN Y EL ACORTAMIENTO ANDINOEN EL SUR DEL PERÚ: CUSCO-ABANCAY-SICUANI

THE ANDEAN DEFORMATION AND SHORTENING IN SOUTHERN PERU:

CUSCO-ABANCAY-SICUANI

Víctor Carlotto

RESUMEN

La corteza del sur del Perú y particularmente de la región de Cusco, Abancay y Sicuani está constituida por diferentes dominios estructurales yuxtapuestos denominados bloques estructurales. Estos bloques presentan, cada uno, evoluciones sedimentarias, tectónicas y magmáticas propias. Los límites de estos grandesdominios estructurales están marcados por sistemas complejos de fallas, algunas veces señalados por unidades

magmáticas mesozoicas y cenozoicas. Se han realizado cálculos de acortamientos para cada uno de estos bloques en la región de Cusco, los que luego han sido integrados en una sección estructural general de losAndes del sur del Perú. Los valores de acortamiento obtenidos no explican el espesor de la corteza puesto enevidencia por la geofísica. Para explicar el importante engrosamiento cortical bajo la Cordillera Occidentaly el Altiplano del sur de Perú se plantea que fenómenos de erosión tectónica ligados a la subducción sean lacausa, es decir debido al aporte de pedazos de litósfera como efecto de la erosión tectónica (underplating).Sin embargo, si el engrosamiento de la corteza es enteramente debido al acortamiento, la deformación ensupercie no estaría bien expresada, sino solo en algunos lugares y además la cubierta volcánica o los grandes

cuerpos intrusivos estarían ocultando parte de la deformación compresiva.

Palabras claves: deformación, acortamiento, Andes, Sur Perú, Cusco, Abancay, Sicuani

ABSTRACT

The crust of the Southern Peru and particularly the region of Cusco, Abancay and Sicuani, is made up by different juxtaposed structural domains called structural blocks. Each of these blocks shows their ownsedimentary, tectonic and magmatic evolution. The limits of these major structural domains are marked by complex faults systems, sometimes indicated by Cenozoic and Mesozoic magmatic units. A shorteningcalculation has been made for each of these blocks of the Cusco region. Later, the calculations have beenintegrated in a general structural cross-section of the Andes of Southern Peru. The shortening values thusobtained do not explain the thickness of the crust shown by the geophysic models. In order to explain theimportant crustal thickening under the Cordillera Occidental and the Altiplano in the Southern Peru, it isconsidered that tectonic erosion and underplating linked to the subduction play a role. Nevertheless, if the

thickening of the crust is only due to shortening, the deformation in surface is not well expressed, exceptin some places. Also the volcanic cover or the big intrusive bodies can be hiding part of the compressivedeformation.

Keywords: deformation, shortening, Andes, Southern Peru, Cusco, Abancay, Sicuani

Instituto Geológico Minero y Metalúrgico INGEMMET, Av. Canadá 1470 San Borja, Lima,Universidad Nacional San Antonio Abad del Cusco, Av. de la Cultura 733, Cusco, [email protected]

INTRODUCCIÓN

A partir de levantamientos geológicos superciales

realizados en la región de Cusco, Abancay y Sicuani(Fig. 1), se han construido secciones estructuraleslocales, regionales y una que atraviesa el sur del Perú.

Se ha tratado de equilibrar estas secciones aunque

no se cuenta con la información sísmica necesariaque permita tener un control en profundidad. Sinembargo, son los primeros esfuerzos que se realizan para conocer la deformación y el acortamiento andino

en esta parte del país.


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La región de Cusco se localiza en la terminaciónnor-oeste del Altiplano peruano-boliviano queviene a ser la expresión morfológica del oroclino boliviano. Aquí el Altiplano es mas estrecho y sehalla limitado al sur por la Cordillera Occidental yal norte por la Cordillera Oriental. En el Altiplanolas rocas con mas extensión supercial son las capas

rojas sinorogénicas de edad cenozoica (Carlotto,1998-2002; Carlotto et al., 2005) mientras que en laCordillera Occidental predominan los silico-clásticosy carbonatados mesozoicos de la cuenca occidental

(Marocco, 1978; Pecho, 1981; Vicente et al., 1982)que están intruidos por el batolito Andahuaylas-Yauridel Eoceno-Oligoceno (Carlotto, 1998) o recubiertos por volcánicos cenozoicos. La Cordillera Orientales el asiento de las rocas metamórcas de edad

paleozoica (Marocco, 1978; Carlotto et al., 1996-1999; Cárdenas et al., 1997). La deformación del borde norte de la Cordillera Occidental así como delAltiplano y probablemente de la Cordillera Orientalestá relacionada principalmente con el evento delEoceno-Oligoceno que se inicia en 43 Ma y quediferentes autores denominan Inca 1 (Sebrier et al.,

1988; Soler, 1991; Carlotto, 1998-2002) ó Inca II(Benavides-Cáceres, 1999).

En general, los Andes Centrales constituyen una

cadena cordillerana típica, asociada a un proceso desubducción entre la placa oceánica de Nazca y la placa continental de Sudamérica. La cadena presentauna alta topografía y está caracterizada por un arcomagmático calco-alcalino testigo de una subducciónactiva desde al menos 200 Ma. La cadena se segmentaa nivel de la deexión de Abancay (Marocco, 1978;

Carlotto et al., 1999), donde las grandes estructurastoman sobre más de 250 km, una dirección este-oeste(Figs. 2 y 3). El núcleo de la deexión que se extiende

entre 12° y 13° sur, se sitúa al nivel de la transición

entre la subducción sub-horizontal del Perú centraly la inclinada o normal del Perú meridional y Chileseptentrional. Las estructuras E-O de la Deexión de

Abancay se conectan al este, en la región de Cusco, alas direcciones andinas NO-SE del Perú meridionaly hacen parte del Oroclino Boliviano.

Diferentes autores han propuesto variosmodelos geofísicos para explicar los altos relievesandinos y en particular del Altiplano. Los datossísmicos están en favor de la tesis clásica de unacorteza siálica engrosada, alcanzando 70 km en

el sur de Perú (James, 1971; Cunningham et al.,1986). Los procesos de formación de esta raízcortical permanecen como uno de los problemas principales de la geología de los Andes. Varios

Figura 1.- Mapa de ubicación de la zona de estudio mostrando las grandes unidades

morfo-estructurales del sur del Perú.


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93L ADEFORMACIÓN Y EL ACORTAMIENTOANDINO EN EL SUR DEL PERÚ: CUSCO-ABANCAY-SICUANI

F i g u r a 2 . - D o m i n i o s o b l o q u e

s e s t r u c t u r a l e s e n l a r e g i ó n d e C u s c o , A b a n c a y y S i c u a n i , i n d i c a n d o l a u b i c a c i ó n d e l a s s e c c i o n e s e s t r u c t u r a l e s e s t u d i a d a s .


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factores intervendrían en proporciones difíciles aestablecer, como los cizallamientos corticales quese traducen en supercie por cabalgamientos, la

adición a la corteza de magma procedente de lafusión del manto y quizá de las capas superioresde la placa subductada, y nalmente, la adición en

la base de la corteza, de rocas procedentes de un prisma de acreción que se habrían metido poco a poco bajo el continente por un proceso de erosióntectónica ligada a la subducción (underplating ). Deestos tres procesos, solamente el primero da lugar amanifestaciones visibles y susceptibles de estudiarseen supercie, como es el caso del presente estudio.

LOS DIFERENTES DOMINIOSESTRUCTURALES EN LOS ANDES DEL

SUR DEL PERÚLas unidades morfo-estructurales de los Andes

del sur del Perú son alargadas según la dirección NO-SE, paralela al eje de la cadena. Tradicionalmente,se divide de oeste a este en una Zona Costera, laCordillera Occidental, el Altiplano, la CordilleraOriental, la Zona Subandina y la Llanura Amazónica(Fig. 1). Sin embargo, localmente la zona de estudioestá caracterizada por la yuxtaposición de dominiosestructurales o bloques que presentan, cada una,sus evoluciones sedimentarias, estructurales y

magmáticas propias. El límite de estos grandesdominios está marcado por sistemas complejos defallas, algunas señaladas por unidades magmáticasmesozoicas y cenozoicas. Así, la zona de Abancay,Cusco y Sicuani está conformada por 5 dominios(Fig. 2):

1. Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental,incluye el Bloque Anta

2. Altiplano Occidental o Bloque Cusco-Sicuani3. Umbral Cusco-Puno s.s.4. Altiplano Oriental o Cuenca Putina

5. Borde Sur Oeste de la Cordillera OrientalBorde Nor-Este de la Cordillera Occidental

El Borde Nor-Este de la Cordillera Occidentalcorresponde a una zona relativamente planafrecuentemente denominada supercie puna, cuya

altitud varía entre 4000 y 4300 m. Esta supercie

se halla cortada por la incisión muy profunda delos valles como del río Apurímac que alcanza,en la zona de estudio entre 3000 y 2000 m.Paleogeográcamente, este dominio constituye el

borde nor-este de la cuenca occidental mesozoica quetuvo una sedimentación silico-clástica y carbonatadaentre el Jurásico y el Cretácico. Aquí las seriessedimentarias están deformadas por sistemas de

pliegues cilíndricos de dirección E-O a ONO-ESE,con plano axial vertical o ligeramente inclinadosal SO. Los pliegues se siguen sobre decenas dekilómetros, siendo a veces desplazados débilmente por fallas inversas. Existen también pliegues NE-SO que deforman los pliegues anteriores, formandoguras de interferencia características, como se

observan en los cuadrángulos de Antabamba,Santo Tomas y Chalhuanca (Pecho, 1981). Esteámbito se caracteriza también por la presencia del batolito Andahuaylas-Yauri (Eoceno-Oligocenoinferior) de naturaleza calco-alcalina que intruyelas series mesozoicas. La parte sur está cubierta por las gruesas secuencias volcánicas cenozoicasy plio-cuaternarias del arco principal. Los límitesnorte y nor-este están marcados por un sistema

de cabalgamientos, en primer lugar de direcciónE-O (Abancay-Limatambo-Zurite) y luego NO-SE (Huanoquite-Accha), los que hacen parte delsistema Cusco-Lagunillas-Mañazo (Carlotto, 1998;Carlotto et al., 2002).

En el borde septentrional de la CordilleraOccidental y cerca del Altiplano Occidental existeuna zona que designamos bajo el nombre de BloqueAnta por contener los conglomerados y volcánicossin-orogénicos de la cuenca Anta del Eocenosuperior-Oligoceno inferior. Los conglomeradosaoran entre Limatambo y Anta, al sur de la falla

Abancay-Limatambo-Zurite, y se prolonga al SEhacia Pomacanchis, al sur del sistema Acomayo-Accha. El límite meridional de este dominio, es elcontacto con los intrusivos del batolito a través dela falla Cotabambas. Este bloque se caracteriza porla presencia de anticlinales y sinclinales NO-SE congran radio de curvatura, a excepción de los que selocalizan cerca de los cabalgamientos.

Altiplano Occidental: Bloque Cusco-Sicuani

En las regiones de Cusco y Sicuani, el AltiplanoOccidental muestra extensos aoramientos de

areniscas uviales del Grupo San Jerónimo de edad

Eoceno-Oligoceno inferior (Carlotto, 1998; Carlottoet al., 2005). Este dominio, llamado Bloque Cusco-Sicuani está separado, al NE, de un alto estructuralo Umbral Cusco-Puno s.s., por accidentes antiguoscomo la falla Uchuyqosqo, que ha jugado endiferentes épocas incluyendo el Cuaternario. Enefecto, esta falla muestra reactivaciones recientesy guía el emplazamiento de volcanes shoshoníticos

plio-cuaternarios. Al sur, este bloque está separadode la Cordillera Occidental y del Bloque Anta porel cabalgamiento Abancay-Limatambo-Zurite y por la falla Acomayo. Las capas rojas del Grupo

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San Jerónimo descansan en discordancia erosional(concordancia estructural) sobre las formacionesQuilque-Chilca del Paleoceno, todas biendeformadas, a diferencia del Bloque Anta, donde losdepósitos eocenos de la Formación Anta se hallan enfuerte discordancia angular sobre el Paleoceno o elMesozoico. Los pliegues en las capas rojas muestranen general dos esquistosidades. Una esquistosidadS1 de dirección NO-SE a ONO-ESE que es paralelaa los pliegues y fallas de primera generación, y laotra S2, NE-SO a N-S, que recorta a S1 y es paralelaa pliegues de una segunda generación.

Alto estructural o Umbral Cusco-Puno s.s.

Denimos como alto estructural o Umbral Cusco-

Puno s.s. a un estrecho corredor estructural de algunos

kilómetros de ancho que se extiende de Sicuani aUrubamba y de Limatambo a Curahuasi. Estos dossegmentos son aparentemente desplazados por unaestructura antigua denominada falla de Patacanchay Tamburco (Carlotto, 1998; Carlotto et al., 2006).En el sector de Sicuani el umbral separa el AltiplanoOccidental del Altiplano Oriental o cuenca Putina, entanto que en Cusco, separa el Altiplano Occidentaldel Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental, através de la falla Urcos-Sicuani-Ayaviri. En elsector Limatambo-Curahuasi, separa la Cordillera

Occidental al sur y la Cordillera Oriental al norte,mediante el sistema de fallas Abancay-Limatambo-Zurite. Paleogeográcamente, corresponde a una

zona débilmente subsidente durante el Mesozoicoy por lo tanto con sedimentación reducida. Elsubstrato, constituido por el Paleozoico inferior,está caracterizado por la presencia de pizarras ycuarcitas devonianas de la Formación Cabanillas.Se dene también un umbral Cusco Puno s.l . queincluye al Altiplano Occidental o Bloque Cusco-Sicuani, donde la serie mesozoica es igualmentereducida y caracterizada por facies areno-pelíticas principalmente continentales. Este conjunto dealtos constituye en realidad, un mosaico de bloques pequeños de dirección NO-SE, delimitados porantiguas fallas que jugaron como transcurrentes oinversas, al menos durante el Cenozoico. Estudiosreciente indican que estos bloques serían el resultadode acreciones proterozoicas (Carlier et al., 2005-2006; Carlotto et al., 2006).

Altiplano Oriental: la Cuenca Putina

La cuenca Putina se sitúa entre el Umbral Cusco-

Puno s.s. al SO, y la Cordillera Oriental al NE,alcanzando un ancho mayor a 25 km. El substratoestá constituido principalmente por pizarras del

Paleozoico. Su relleno sedimentario areno-pelíticogrueso con más de 2000 m, está formado porunidades meso-cenozoicas. Se caracteriza por la presencia de escamas imbricadas, cabalgamientos y pliegues cilíndricos e isópacos NO-SE, todos convergencia al SO. En el seno de algunos sinclinales,las calizas de la Formación Ayavacas (Albiano-Turoniano) están replegadas de manera compleja(pliegues disarmónicos) que en parte se deben adeslizamientos ligados a movimientos tectónicosdistensivos durante el Albiano (Audebaud, 1967).Las primeras deformaciones debidas a la tectónicatangencial andina son pliegues NO-SE, que afectana las lutitas de la Formación Chilca (Paleoceno).Estos pliegues son anteriores a los depósitos de laserie detrítica del Grupo Puno atribuida al Eoceno

por Audebaud y Laubacher (1969), que en la zonade Hanchipacha (Audebaud, 1971), descansa enfuerte discordancia angular sobre los pliegues y estáa su vez afectada por una segunda deformación. Lanapa de Pirin (Chanove et al., 1969) se emplazaen la misma época y durante un período bastantelargo, puesto que en Pirin y Pusi se observa, quelos conglomerados del Oligoceno medio-Miocenoinferior de la cuenca Pusi-Capachica, son a veces posteriores a su emplazamiento y veces sincrónicos.Todo esto indica que la deformación compresiva

de la cuenca Putina debió comenzar en el Eoceno(Audebaud & Laubacher, 1969; Carlotto, 1998).Sin embargo, hay que aclarar que las calizasinvolucradas en la napa de Pirin fueron previamentedeformadas en el Albiano.

Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental

La Cordillera Oriental es la zona axial dela antigua cadena hercínica desarrollada en elPaleozoico inferior (Audebaud et al., 1976). Elmaterial paleozoico está constituido por dos grandesconjuntos. Uno muy espeso, que aora en la parte

central y oriental, con las formaciones San José,Sandia, San Gabán, Paucartambo ó Ananea y Ccatccaó Cabanillas (Ordovícico, Silúrico y Devónico), delitología esencialmente areno-pelítica marina, muydeformada y con epimetamorsmo. Un segundo

conjunto, que aora en el borde sur oeste, es menos

espeso y está constituido por depósitos variados,marinos o continentales, de los grupos Ambo, Tarma,Copacabana y Mitu, del Permo-Carbonífero y Permo-Triásico. Aoramientos pequeños de las formaciones

Huancané (Neocomiano) y Paucarbamba (Albiano?),

relacionados a cabalgamientos NO-SE con vergenciaSO y afectando al substrato paleozoico, aparecentambién en el borde sur oeste.

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LAS SECCIONES ESTRUCTURALES

Para los cálculos de acortamiento se han elaboradosecciones estructurales, locales y regionales, así comouna sección a través del sur del Perú. Las secciones

se restauraron al estado no deformado con el n decomprobar su coherencia geométrica y considerar lostipos de acortamiento en los distintos bloques. Sinembargo, estas secciones se basan esencialmente enlas observaciones geológicas de supercie ya que no

se cuenta con información sísmica.

Principios y método de construcción

Los principios de la restauración han sido presentados por di ferentes autores (Boyer &Elliot, 1982; Suppe, 1983; Mitra, 1992; etc.). La preparación de las secciones equilibradas se basaen la idea de la conservación general de la masaentre los estados inicial y deformado, a pesar deltransporte y/o las distorsiones involucradas. Paraque este principio general se verique, se asume,

en primer lugar, con las excepciones parciales delas calizas albianas de la Formación Ayavacas ylas Capas Rojas del Eoceno-Mioceno de Cusco yPuno, que lo esencial de la compactación de lasseries sedimentarias sería pre-tectónica. En segundolugar, se asume también que cualquier deformacióninterna, que estas mismas series hayan podido sufrir

(deformación por cizallamiento simple y/o plana),no ha involucrado cambios en la tercera dimensión,ortogonal a las secciones. Esto implica que en lassecciones hay conservación de las áreas entre losestados inicial y nal. Ahora bien, la geometría de

la deformación en la región, dominada por un estiloen chevron, sin esquistosidad importante fuera de lascharnelas y con la excepción de unidades yesíferas particularmente plásticas (Formación Paucarbamba),nos permite suponer que la deformación interna noes signicativa. Entonces, esto admite a considerar

que las supercies geológicas y por lo tanto laslongitudes de los estratos deben ser idénticas enlos estados iniciales y restaurados. Por ultimo, yaque las secciones están orientadas ortogonalmentea las estructuras compresivas regionales, tambiénse asume que la dirección de transporte de loscabalgamientos está aproximadamente, contenidaen el plano de los cortes. Sin embargo, como se hamostrado anteriormente, en las regiones de Cusco,Sicuani y Abancay, existen distintos dominiosestructurales, llamados bloques, mostrando cada

uno un estilo tectónico propio (Fig. 2), además devariaciones de espesores de las series sedimentariasde misma edad. Como el componente transcurrenteque caracteriza los límites de los principales dominios

estructurales o bloques constituye un obstáculo alas condiciones ideales teóricas de restauración, poresta razón, se ha restaurado independientementecada uno de los bloques y se ha considerado queningún acortamiento se haya introducido por losmovimientos transcurrentes. Por lo tanto, el resultadosobre las secciones está pues marcado de error. Enconsecuencia, el valor del acortamiento obtenido esun valor mínimo.

La geometría de las estructuras observadasen supercie, la conservación de los espesores de

las series (excepto en los casos de variaciones deespesores conocidos) y el reporte de la cantidadde desplazamiento sobre cada accidente permitenconstruir paso a paso una sección retro-tectónica.

Esta última permite precisar la geometría probabledel nivel de despegue, arriba del cual se desarrollael plegamiento y constituye un control de la parteinferior en la construcción de la sección estructural.La nomenclatura utilizada es la siguiente: Lf esla longitud nal en la sección estructural, Li es la

longitud inicial en la sección restaurada y R que esLi-Lf es el acortamiento.

Las secciones locales

Tres secciones locales han sido construidas. Estasse localizan sobre la gura 2 y en el mapa geológico

(Fig. 3).1. La sección A-A’ (Totora-Calca-Poroy) es de

dirección NE-SO y 56 km de longitud (Fig. 4).2. La sección B-B’ (Urcos-Coyabamba-Capacmarca)

de dirección NE-SO y 52 km de longitud (Fig.5).

3. La sección C-C’ (Ollantaytambo-Zurite) dedirección N-S y 65 km de longitud. Esta secciónno está equilibrada (Fig. 6).

Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental

La estructura del Borde Sur Oeste de la Cordi-llera Oriental de la región de Cusco es variable segúnlos lugares.

Sección A-A’ (Fig. 4)

Esta parte de la Cordillera Oriental está marcada por la presencia de bloques estructurales menores quecontienen esquistos de la Formación Paucartambo(Siluro-Devónico), calizas del Grupo Copacabana(Pérmico inferior), rocas volcánicas y sedimentariasdel Grupo Mitu (Permo-Triásico), y más escasamenterocas sedimentarias de las formaciones Huancané(Neocomiano) y la base del Grupo Yuncaypata(Cretácico superior) representado aquí por laFormación Paucarbamba (Albiano?). Este dominio

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FIGURA 3(TAMAÑO A3)

Figura 3.- Mapa geológico de la zona de estudio basado en los trabajos de campo inédito y completado con las cartas de

INGEMMET (Tomado de Carlotto, 1998)



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RETIRA DE LA FIGURA 3(TAMAÑO A3)

-EN BLANCO-

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F i g u r a 4 . -

S e c c i ó n e s t r u c t u r a l A - A ’ T o t o r a - C a l c a - P o r o y y r e s t i t u c i ó n a l e s t a d o n o d e f o r m a d o . U b i c a c i ó n

d e l a s e c c i ó n e n l a s g u r a s 2 y 3 .



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se caracteriza por la presencia de cabalgamientos dedirección NO-SE y vergencia SO, que hacen repetir alGrupo Mitu y remonta al aoramiento la Formación

Paucartambo. Dos niveles de despegue han sidoreconocidos, uno situado a la base del Paleozoicoinferior (Ordovícico) y otro en el Siluro-Devónico(Formación Paucartambo). El despegue profundose amortigua al nivel del Umbral Cusco-Puno, entanto que el despegue superior permite la apariciónde fallas más profundas. Los cabalgamientos deeste dominio son interpretados como debidos a lainversión de antiguas fallas normales permo-triásicasque han controlado la sedimentación del Grupo Mitu,como lo muestran los cambios bruscos de espesor aambos lados de las fallas, mas potentes hacia el nor-este. Interpretamos la deformación de esta zona como

el resultado de una tectónica de basamento (thick- skinned thrusting ) y relacionada probablemente a latectónica del Eoceno. La tasa de acortamiento es de40 %, con Lf: 30 km; Li: 18 km y R: 12 km.

Sección B-B’ (Fig. 5)

El Borde Sur Oeste de la Cordillera Orientalcorresponde a una banda estrecha mayor a 3 km deancho, donde aoran unidades del Paleozoico inferior,

del Permo-Triásico y del Mesozoico. Se caracteriza por la disminución y luego la desaparición del Grupo

Mitu (0-100 m) y por importantes aumentos deespesor (0 a 500 m) de las formaciones Huambutío,Huancané y Paucarbamba, todas mesozoicas, endirección nor-este. En el aoramiento se observan

3 fallas inversas con vergencia SO y de dirección NO-SE. Las fallas tienen un buzamiento promediode 45° y se conectan sobre un nivel de despeguesituado en los yesos y arcillas de la FormaciónPaucarbamba (Albiano?). El otro nivel de despeguese sitúa probablemente en el interfaz Paleozoicoinferior y el Grupo Mitu (Permo-Triásico) o laFormación Huancané (Neocomiano). Las estructurasconstituyen una secuencia normal de cabalgamientosimbricados (1, 2, 3). La geometría del conjunto puedeser interpretada como el resultado de la inversióntectónica durante el Eoceno, de antiguas fallasnormales que habrían controlado la sedimentación dela Formación Huancané en el Cretácico inferior. Estaes, en efecto, más espesa al techo de cada uno de loscabalgamientos. La cartografía pone de maniesto

que los cabalgamientos basal (1) y superior (3) se juntan en el mapa, al NO y al SE. Esto implica que loscabalgamientos imbricados delimitan duplexes. Entre

los dos cabalgamientos basal (1) y superior (3), lasfallas tienen una forma sigmoidal. El cabalgamientosuperior (3) que hace remontar al Paleozoico inferior

sobre el Permo-Triásico y el Mesozoico, podríarepresentar la prolongación de un gran accidente,que más al sur oeste pone en contacto al Paleozoicoinferior con las capas rojas eoceno-oligocenas delGrupo San Jerónimo. Este cabalgamiento muestratambién movimientos transcurrentes y se tratade un accidente que afecta el basamento. La tasade acortamiento calculada para esta zona es bienimportante, alcanza 66 %, Lf: 3.5 km, Li: 10.5 kmy R: 7 km.

Cinemática y edad de la deformación

En Cuyo Chico, al NE de Pisac, medidas de estríasde falla al contacto entre los esquistos de la FormaciónPaucartambo (Siluro-Devónico) y el Grupo Mitu(Permo-Triásico), indican dos movimientos. El más

reciente es una compresión pura con un σ1 = N33˚ yel más antiguo es un juego transcurrente distensivocon σ 1 = N70˚, y σ 3 = N160˚ (Carlotto, 1998-2002).

El movimiento transcurrente parece relacionarsecon la apertura de la cuenca San Jerónimo (Eocenoinferior). Los movimientos compresivos estarían enrelación con la inversión tectónica del borde sur oestede la cordillera y de la cuenca Putina que se iniciaen el Eoceno medio (Audebaud & Laubacher, 1969;Carlotto, 1998).

Bloque Cusco-Sicuani (Altiplano Occidental)

El Bloque Cusco-Sicuani está separado delBorde Sur Oeste de la Cordillera Oriental por unazona de transcurrencia. Presenta al aoramiento, las

formaciones Huancané (Neocomiano), Paucarbamba(Albiano?), Ayavacas (Albiano-Turoniano), la partesuperior del Grupo Yuncaypata (Cretácico superior),las formaciones Quilque y Chilca (Paleoceno)y principalmente el Grupo San Jerónimo delEoceno-Oligoceno inferior. Este dominio limita alsur con el Bloque Anta. El Bloque Cusco-Sicuani presenta pliegues y cabalgamientos con vergencia NE, mostrando una deformación importante decobertura (thin-skinned thrusting ) y relacionadaa la tectónica compresiva del Eoceno medio-Oligoceno inferior. Se interpretan dos niveles dedespegue, uno basal desarrollado a la base delPaleozoico inferior e interfaz con el basamento yotro en el Cretáceo superior. Las estructuras han sidoconstruidas admitiendo que los pliegues observadoscorresponden a pliegues de amortiguamiento. Sinembargo, el análisis tecto-sedimentario de las seriescenozoicas pone de maniesto, que en este bloque,

las fallas también funcionaron como transcurrentes,al menos, durante el Eoceno inferior (Carlotto, et al.,1998; Carlotto et al., 2005).

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F i g u r a 5 . - a ) S e c c i ó n e s t r u c t u r a l B - B ’ U r c o s - C o y a b a m b a - C a p a c m a r c a , b

) s e c c i ó n r e s t a u r a d a a l 3 5 %

p a r a m o s t r a r l a s e d i m e n t a c i ó n c o n t e m p o r á n e a a l a c o r t a m i e n t o d

e l a p a r t e s u p e -

r i o r d e l G r u p o S a n J e r ó n i m o ( F o r m a c i ó n S

o n c c o ) c ) S e c c i ó n r e s t a u r a d a a l e s t a d o i n i c i a l m o m e n t o e n q u e s e i n i c i a l a s e d i m e

n t a c i ó n p r e - a c o r t a m i e n t o d e l a p a r t e i n f e

r i o r d e l G r u p o

S a n J e r ó n i m o ( F o r m a c i ó n K a y r a ) . U b i c a c i ó n d e l a s e c c i ó n e n l a s g u r a s 2 y 3 .



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Sección A-A’ (Fig. 4)

Las estructuras en supercie tienen una dirección

ONO-ESE a NO-SE (Mapa geológico, Fig. 3) y unavergencia NE. Interpretamos la falla Huanoquite-

Accha como un cabalgamiento desarrollando plieguesde amortiguamiento en las capas rojas eocenas. Elanticlinal de Poroy, considerado como un pliegue deamortiguamiento, así como el sinclinal de Sencca,están en relación con la falla de Tambomachay.El anticlinal de Piuray y el sinclinal de Antaquilcaimplican la existencia, en profundidad, de un prismaintercutáneo (Chávez et al., 1996). La conexión delnivel de despegue inferior al nivel superior provoca unretrocabalgamiento, que es la causa de la formacióndel anticlinal de Piuray durante el Eoceno y separando

las sub-cuencas de Sencca y Antaquilca. Esta últimamuestra en su borde sur, discordancias progresivas.La falla Taucca estaría también en relación con este prisma intercutáneo. En la restitución al estado nodeformado de la sección A-A’, se considera que elGrupo San Jerónimo está conformado por sedimentossinorogénicos y presenta discordancias progresivas.La longitud nal (Lf) es de 46 km para una longitud

inicial (Li) de 71 km, lo que da un acortamiento Rde 25 km y una tasa de 35 %.


La sección muestra pliegues y cabalgamientoscon vergencia al NE. Los pliegues y las fallas sonde dirección NO-SE y sub paralelos entre ellos,a excepción de la falla Yaurisque-Acomayo (Fig.3). De nor-este a sur oeste se observa el sinclinalde Andahuaylillas, el anticlinal de Lucre, luegoel sinclinal de San Juan de Quihuares cuyo anco

SO está afectado por el cabalgamiento San Juande Quihuares doblada y despegada en las seriescretácicas post Huancané. La falla está sellada por la base de la Formación Paruro datada en ~10 Ma. Más

al sur, el sinclinal de Yaurisque muestra, en su ancoseptentrional, las formaciones Quilque y Chilca delPaleoceno y el Grupo San Jerónimo del Eoceno-Oligoceno inferior. Sobre su anco meridional la

Formación Paruro (Mioceno superior) sobreyaceen discordancia angular al Grupo San Jerónimoy muestra también discordancias progresivas. Elcabalgamiento Acomayo separa el sinclinal deYaurisque del sinclinal de San Lorenzo, este últimoafectado por el cabalgamiento de Huanoquite-Accha(Fig. 5a).

Parte del sinclinal de San Lorenzo se formósobre la espalda de un nivel de despegue que se ha propagado por inversión de una escama de la falla

Huanoquite-Accha que fue una paleo-falla normalheredada situada entre el alto estructural Cusco-Punoy el borde nor-este de la cuenca occidental mesozoica.La propagación indujo el crecimiento de un anticlinalde amortiguamiento que hace parte del BloqueAnta y tuvo consecuencias sobre la sedimentacióncreando una trampa (Fig. 5b). En efecto, el sinclinalde San Lorenzo forma una depresión en el antepaís.Aproximadamente, al mismo tiempo, se formael anticlinal de amortiguamiento A y el sinclinalde Yaurisque, en relación con el juego de la fallaAcomayo. Esta falla controló más tarde, en elMioceno, el funcionamiento de la cuenca Paruro.Más al nor-este, el anticlinal de amortiguamiento By el sinclinal San Juan de Quihuares corresponden aotra estructura de amortiguamiento que se desarrolla

en asociación con el cabalgamiento San Juan deQuihuares. En mapa, la prolongación nor-oeste deesta falla separa las sub-cuencas de Ancaschacay Occopata ambas con discordancias progresivasoriginadas en el Eoceno superior-Oligoceno inferior.Igualmente, la falla San Juan de Quihuares controlala evolución de la cuenca Punacancha durante elOligoceno superior-Mioceno inferior, pero estásellada por la Formación Paruro del Miocenosuperior.

Cerca del Umbral Cusco-Puno, el anticlinal

de Lucre y el sinclinal de Andahuaylillas soninterpretados como pliegues de amortiguamientosobre fallas ciegas. El contacto entre el Bloque Cusco-Sicuani y el Umbral Cusco-Puno s.s. corresponde auna falla de rumbo que controló la apertura de lacuenca de capas rojas durante el Eoceno inferior.La restitución de la sección en el Bloque Cusco-Sicuani (Fig. 5c) da una longitud nal (Lf) de 36

km, una longitud inicial (Li) de 65 km, indicandoun acortamiento (R) de 29 km. El porcentaje deacortamiento es de del 44 %.

Sección C-C’ (Fig. 6)

Una de las características importantes en estasección es la presencia de grandes cantidades de yesode la Formación Paucarbamba (Albiano?) que es launidad inferior del Grupo Yuncaypata. Esta zona es laúnica donde se observa que las series meso-cenozoicassobreyacen directamente al Ordovícico. De norte asur, las estructuras observadas son los sinclinalesde Chancacucho, el anticlinal de Minasnioc, loscabalgamientos de Chillapahua, el sinclinal de

Yanacocha y Checcec, el diapiro de Mamaco quehace de núcleo al anticlinal de San Cristóbal. Al sur,el bloque está limitado por el cabalgamiento Lima-

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F i g u r a

6 . -

S e c c i ó n e s t r u c t u r a l C - C ’ ( O l l a n t a y t a m

b o - Z u r i t e ) . U

b i c a c i ó n d e l a s e c c i ó n e n l a

s g u r a s 2 y 3 .



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tambo-Zurite. En supercie, las estructuras tienen

una dirección E-O a NE-SO y una vergencia norte.La parte meridional de la sección se ha interpretadoconsiderando el desarrollo de un prisma intercutáneodespegado en el Ordovícico y en la FormaciónPaucarbamba (Albiano?). Sobre este prisma, uncuerpo diapírico recorta el sinclinal de Checcec yel anticlinal de San Cristóbal. Los yesos del diapiro procederían, al menos en parte, de la FormaciónPaucarbamba, puesto que las series deformadas porel diapiro se sitúan sobre esta formación. El prismaintercutáneo habría favorecido la subida del diapiro.Al norte del prisma, la supercie de despegue se

prolonga en la Formación Paucarbamba e induce eldesarrollo de pliegues por propagación y exión de

falla. Cerca de la terminación norte, la gran cantidad

de yeso puede explicarse por las repeticiones de loscabalgamientos.

Análisis cinemático

A partir del estado no deformado y de ladeformación total de la sección A-A’ (Fig. 4) se propone las interpretaciones siguientes. La ausenciadel Grupo Copacabana de Pérmico inferior en elBloque Cusco-Sicuani, sin embargo, presente en elBorde Sur Oeste de la Cordillera Oriental, permiteconsi-derar la existencia de una zona positiva que

habría controlado y limitado, la cuenca permo-carbonífera. Esta zona positiva sería el elemento precursor del Umbral Cusco-Puno (Chávez et al.,1996). El Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental secomporta de manera activa durante la sedimentacióndel Grupo Mitu en el Permo-Triásico. La FormaciónHuancané (Neocomiano) se depositó sobre los tresdominios (Bloque Cusco-Sicuani, Umbral y BordeSur Oeste de la Cordillera Oriental), sin embargo,su espesor es reducido en el Umbral Cusco-Puno. ElGrupo Yuncaypata (Cretácico superior) se depositósobre el umbral y el Bloque Cusco-Sicuani, y parece reducido sobre la Cordillera Oriental. Lasformaciones Quilque y Chilca del Paleoceno sedesarrollaron principalmente sobre el Bloque Cusco-Sicuani, en tanto que el Umbral Cusco-Puno parececontrolar su extensión e impidió un avance mayorhacia la Cordillera Oriental. Los espesores de laformación Quilque, aumentan regionalmente haciael SO. La falla de rumbo Uchuyqosqo que separael Umbral Cusco-Puno del Bloque Cusco-Sicuani,controló la sedimentación del Grupo San Jerónimodurante el Eoceno; en efecto, los fuertes espesores

del Grupo San Jerónimo que se observan al norte delsinclinal de Antaquilca indican una fuerte subsidenciadurante la apertura de la cuenca entre 52 y 43 Ma

(Carlotto, 1998; Carlotto, 2006). Al sur del sinclinalmencionado, las discordancias estarían relacionadascon el prisma intercutáneo que se forma durantela tectónica compresiva que comienza en 43 Ma(Carlotto, 1998; Carlotto, 2006).

Para comprender mejor el mecanismo degénesis de la cuenca San Jerónimo, y en particular para entender las discordancias progresivas, se hareconstituido un estado intermedio de la sección B-B’con un acortamiento de 11 km (35% de la deformacióntotal, Fig. 5b). Esto sugiere que la parte inferior delGrupo San Jerónimo (Formación Kayra) representauna serie ante-acortamiento depositada en el Eocenoinferior (52-43 Ma). La propagación del despegueque invirtió la falla Huanoquite-Accha ha inducido

el crecimiento de un anticlinal de amortiguamientointermedio al límite entre los bloques Anta y Cusco-Sicuani. Este pliegue ha estado sometido a la erosión,en tanto, la sedimentación resultante fosilizó lasupercie de erosión separando las series ante y sin-

acortamiento. De discordante, el dispositivo devieneconcordante en la parte central de la depresión o sub-cuenca, que es el sinclinal de San Lorenzo, y de nuevodiscordante sobre el lado nor-este, caracterizado pordiscordancias progresivas originadas en el Eocenosuperior-Oligoceno inferior (43-30 Ma) durantela sedimentación de la parte superior del Grupo

San Jerónimo (Formación Soncco). Los plieguesde amortiguamiento A y B, muestran geometríassimilares pero las discordancias aparecen menosdesarrolladas. Aunque la reconstrucción implicauna deformación instantánea, lo que no es el caso,se explica así la aparición de las discordancias progresivas, primero al sur oeste y luego al nor-este,es decir que hubo una migración de la deformación.Se considera entonces, que la tectónica compresivaimportante comenzó en 43 Ma (Carlotto, 1998;Carlotto, 2006). Este evento compresivo es posterior

al evento transtensivo que causó la apertura de lacuenca San Jerónimo en el Eoceno inferior (52-43Ma).

Bloque Anta

El Bloque Anta está separado del BloqueCusco-Puno por la falla Huanoquite-Accha o elcabalgamiento Limatambo-Zurite. Está caracterizado por la presencia conglomerados y volcánicos dela Formación Anta (Eoceno superior-Oligocenoinferior) que sobreyacen en discordancia angular a

la Formación Ferrobamba (Albiano-Turoniano) dela cuenca occidental mesozoica, a las formacionesQuilque-Chilca (Paleoceno) y a los intrusivos eocenosdel batolito Andahuaylas-Yauri. Las estructuras

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superciales son anticlinales y sinclinales con gran

radio de curvatura que indican una deformación másintensa en la parte meridional y que se interpretancomo pliegues de propagación de falla y pliegues deamortiguamiento involucrando una serie despegadaal nivel del Paleozoico inferior. Se considera que ladeformación de estas series sedimentarias es de tipocobertura (thin skinned thrusting ). La discordanciaangular y la deformación que afecta la FormaciónAnta son debidas a la tectónica compresiva delEoceno superior-Oligoceno inferior.


La Formación Anta está deformada en anticlinalesy sinclinales con gran radio de curvatura. Más al sur,esta unidad se halla en discordancia angular bajo

una serie de conglomerados no datados, débilmentedeformados. Estos conglomerados ocultan, másal sur, las relaciones entre el Bloque Anta y laCordillera Occidental. En el Bloque Anta la tasa deacortamiento es escaso, solamente 13% (Lf: 13 km,Li: 15 km y R: 2 km), sin embargo, la discordanciaangular bajo la Formación Anta oculta una parte dela deformación.

Sección C-C’ (Fig. 6)

Cerca del límite septentrional del Bloque Anta, el

anticlinal de Ancahuasi se interpreta como un plieguede exión de falla, donde el nivel de despegue se sitúaen el Ordovícico. Más al sur, la Formación Anta estádébilmente deformada por pliegues abiertos, perosiempre en discordancia angular sobre el Mesozoicoy el Paleoceno.

Análisis cinemático

La propagación del despegue que ha invertido lafalla Huanoquite-Accha, Sección B-B’ (Fig. 5) indujoel crecimiento de un anticlinal de amortiguamientointermedio al límite entre los bloques Anta y Cusco-Sicuani. Las formaciones mesozoicas plegadas delBloque Anta se sometieron a la erosión, mientras quela sedimentación que allí ocurrió representaba el re-lleno de cuencas piggy-back en la parte posterior dela falla Huanoquite-Accha y Limatambo-Zurite. Elinicio de la apertura de la cuenca Anta es alrededor de43 Ma y corresponde también al inicio de la tectónicaeocena (Carlotto, 1998; Carlotto, 2006).

Las secciones regionales

Se construyeron dos secciones regionales, una

denominada Cusco-Pongo de Coñec y la otra Sicuani-Puerto Primo, las cuales son comparadas para unamejor interpretación y comparar los porcentajes de

acortamiento.

Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental

El Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental presenta características tectónicas variables, lo que ha

permitido considerar, además de la sección de Cusco-Pongo de Coñec, dos secciones complementarias.Una se sitúa en la zona de Curahuasi y la otra en laregión de Mañazo-Lagunillas.

Sección de Cusco-Pongo de Coñec (Fig. 7)

La serie sedimentaria del borde nor-este dela cuenca occidental mesozoica está representada por lutitas negras y calizas del Grupo Lagunillas(Hettangiano-Sinemuriano), los silico-clásticos delGrupo Yura (Jurásico-Cretácico) y las calizas de

la Formación Ferrobamba (Albiano-Turoniano).Todo este conjunto está deformado por sistemasde pliegues rectos cilíndricos o ligeramenteinclinados con vergencia NE que se siguen sobredecenas de kilómetros. Los pliegues están, algunasveces, recortados por fallas inversas con débildesplazamiento. La parte meridional está recubierta por gruesas series volcánicas cenozoicas de laFormación Tacaza y el borde nor-este cortada porrocas intrusivas. Los contactos entre las seriesmesozoicas y los intrusivos corresponden a fallas que

limitan los conglomerados de la Formación Anta, loque sugiere que los intrusivos han sido favorecidos por estructuras importantes para emplazarse. Enefecto, las dioritas de Cotabambas datadas en 43.2 ±1.1 Ma por K/Ar sobre biotitas (Perelló et al., 2003)han aprovechado del cabalgamiento de mismo nombre para subir, y además están cortadas por granodioritasdatas en anfíboles por K/Ar en 39.8 ± 1.5 Ma (Perellóet al., 2003). Estos datos indican una subida rápidade los intrusivos graníticos, al menos entre 43 y 39Ma, lo que es conrmado por edades trazas de sión

(Perelló et al., 2003). Al frente del cabalgamiento sedepositaron los conglomerados Anta entre 43 y 30Ma. La longitud nal de la sección (Lf) es de 78.4

km. La longitud desplegada o inicial (Li) es 86.4km, lo que indica un acortamiento R de 8 km y unatasa de acortamiento del 9.2%. Este cálculo pone demaniesto que a este nivel, la parte septentrional de

la Cordillera Occidental presenta poca deformación,sin relación con aquélla que implica el espesorde la corteza que alcanza aquí 55 km espesor. Enconsecuencia, la falta de datos en profundidad y laimportancia de las supercies ocupadas por las rocas

intrusivas y volcánicas impiden controlar bien lageometría y el acortamiento de las estructuras.



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F i g u r

a 7 . -

S e c c i ó n e s t r u c t u r a l r e g i o n a l C u s c o - P o n g o d e C o ñ e c . U

b i c a c i ó n d e l a s e c c i ó n

e n l a s g u r a s 2 y 3 .

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Sección de Curahuasi (Fig. 8)

La sección D-D’ de Curahuasi ha sido retomadade Ligarda (1989). Es de dirección norte-sur,y cruza el Altiplano (Umbral Cusco-Puno) y el

Borde Norte de la Cordillera Occidental. En elAltiplano se observa un anticlinal de dirección E-O que involucra el Grupo Mitu (Permo-Triásico),la Formación Huancané (Neocomiano) y la basecon yesos del Grupo Yuncaypata (Albiano?). Esteconjunto se halla cabalgado por el Grupo Mitu, através de la falla Abancay, estructura ONO-ESEcon vergencia norte. Esta falla representa un antiguoaccidente transcurrente que probablemente controlóel emplazamiento del Grupo Mitu y la rotura delUmbral Cusco-Puno en bloques pequeños. La falla

Racca Raccay que aparece más al sur, correspondetambién a un accidente antiguo E-O que se junta, másal este con la falla Abancay. La falla Racca Raccayguarda relación con la subida hacia el norte de lasseries mesozoicas y se conecta sobre un nivel dedespegue situado en las calizas y lutitas negras delSinemuriano superior (Grupo Lagunillas), ademásde estar marcada en supercie por masas de yesos

(Ligarda, 1989). La reactivación de estas dos fallasantiguas, Abancay y Racca Raccay, implica unatectónica de basamento. Más al sur, las estructurasson un sinclinal, y anticlinal que se pone delante

del cabalgamiento de Curahuasi, el que tiene unadirección E-O y vergencia norte. Este cabalgamientohace aorar los gabros cumulats eocenos de la parte

norte del batolito Andahuaylas-Yauri.

Para interpretar en profundidad la parte plegadasituada delante del cabalgamiento de Curahuasi, seha construido un sistema de dúplex con vergencianorte cuyos niveles de despegue se localizan en la base del Grupo Lagunillas (Jurásico) y en el techodel Grupo Yura (Cretácico). El orden de formaciónde los duplexes es del tipo out of sequence. El cálculodel acortamiento para el Borde Norte de la CordilleraOccidental es de aproximadamente 70 %. (Lf: 7 km.Li: 24 km R: 17 km). Los cabalgamientos resultaríande la inversión tectónica de fallas normales que hancontrolado el borde norte de la cuenca mesozoica,es decir la sedimentación del Grupo Lagunillas(Ligarda, 1989). Esta inversión parece habercomenzado alrededor de 43 Ma, ya que tonalitasdatadas en 35.1 ± 3.1 Ma por K/Ar sobre hornblendas(Bonhomme & Carlier: en Carlotto, 1998), recortanlos gabros cumulats y los pliegues asociados a los

cabalgamientos.

Sección de Lagunillas

La zona de Lagunillas fue estudiada por Jaillard& Santander (1992) quienes presentan una secciónestructural. En esta región aoran lutitas y calizas

negras del Grupo Lagunillas de edad jurásicainferior a medio, depositadas en el borde norte dela cuenca occidental, y lutitas poco espesas delJurásico terminal-Cretácico depositadas al límitecon el Umbral Cusco-Puno. La estructura muestrauna serie de escamas tectónicas de pliegues ycabalgamientos con vergencia N y NE resultante deuna deformación polifásica y denominada sistemaMañazo-Lagunillas. El acortamiento calculado esde 40% (Jaillard & Santander, 1992). La zona deescamas de Mañazo-Lagunillas parece resultar de la

inversión tectónica, durante la compresión andina, particularmente eocena, de estructuras antiguas quehan controlado la paleogeografía mesozoica. El estilode la deformación corresponde a una tectónica decobertura (thin-skinned thrusting ) con un nivel dedespegue situado a la base del Grupo Lagunillas(Jaillard & Santander, 1992).

El sistema Mañazo-Lagunillas constituye una prolongación del sistema Huanoquite- Accha y ambosson parte del sistema de fallas Cusco-Lagunillas-Mañazo. En efecto, muestran un comportamiento

similar permitiendo en 43 Ma, la separación de unantepaís al norte, y de cuencas piggy-back al sur delsistema. Así, al norte del sistema Cusco-Lagunillas-Mañazo se tienen las cuencas Soncco y Puno arenosoy al sur las cuencas Anta y Puno conglomerádico(Carlotto, 1998; Carlotto et al., 2005; Jaillard &Santander, 1992; Palacios et al., 1993), todas sin-orogénicas y desarrolladas entre 43 y 30 Ma.

El Bloque Anta

Sección de Cusco (Fig. 7)

El Bloque Anta está separado del Borde Nor-Estede la Cordillera Occidental por el cabalgamientoCotabambas que lleva al aoramiento dioritas de

43 Ma y granodioritas de 39 Ma (Perelló et al.,2003). El contacto está fracturado y brechicado

con presencia de yesos. Este bloque muestra unasucesión de anticlinales y de sinclinales interpretadoscomo pliegues de propagación de una coberturadespegada en el Paleozoico inferior. Se ha calculadoun porcentaje de acortamiento de 14% (Lf: 30 km.Li: 35 km R: 5 km) a partir de la única deformación

de la cuenca Anta. Esta cantidad de deformaciónes escasa por que parte de ella, se halla oculta bajo



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F i g u r a 8 . -

S e c c i ó n e s t r u c t u r a l D - D C u r a h u a s i . U b i c a c i ó n d e l a s e c c i ó n e n l a s g u r a s 2 y 3 .

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la discordancia angular eocena o tapados por loscuerpos intrusivos.

Bloque Cusco-Sicuani (Altiplano Occidental)

Sección de Cusco (Fig. 7)

Esta parte de la sección regional es muy similara la que se observa en la sección A-A’ (Fig. 4).En la parte sur del bloque, la abundancia de yesoes interpretada como debida a la repetición decabalgamientos que se conectan sobre un nivelde despegue común situado en la FormaciónPaucarbamba (Albiano?). El borde NE del bloquecorresponde a la importante falla transcurrenteUcchuyqosqo que es el límite con el Umbral Cusco-Puno. Esta falla controló la sedimentación de los

grupos Mitu (Permo-Triásico) y San Jerónimo(Eoceno), así como la localización del vulcanismoshoshonítico plio-cuaternario y la actividad sísmicaactual. El acortamiento calculado a partir delmodelo construido indica una tasa de 25% (Lf:26 km, Li: 34 km, R: 8 km). En este cálculo noconsideramos los desplazamientos posibles debidosa los cabalgamientos en los yesos.

Sección Sicuani-Puerto Primo (Fig. 9)

En la región de Sicuani, el bloque es másestrecho y se observa un sinclinal limitado al norte por la falla Marangani y al sur por la falla Yanaocaó Pomacanchi-Langui. El sinclinal es cilíndrico con plano axial subvertical y su origen está relacionadocon la deformación de la cuenca de capas rojasdel Eoceno superior-Oligoceno inferior. No sedispone de controles para una interpretación en profundidad. A partir de la deformación del sinclinaly no considerando el efecto de las discordancias progresivas, se calculó una tasa de acortamiento de24% (Lf: 12.5 km, Li: 16.5 km y R: 4 km).

Umbral Cusco-Puno

Sección de Sicuani-Puerto Primo (Fig. 9)

El anticlinal de Vilcanota (Audebaud,1967) representa el Umbral Cusco-Puno. Losaoramientos paleozoicos coinciden con la zona

donde se observan los cambios de facies y espesoresde las series paleozoicas y cretácicas. Al sur, la fallade Marangani constituye el límite con el BloqueCusco-Sicuani y pone en contacto la FormaciónCabanillas (Devónico) y el Grupo San Jerónimo

(Eoceno-Oligoceno). Esta falla controló durante elEoceno inferior, la sedimentación de las capas rojas, jugando primero como falla normal-transcurrente

y luego en el Eoceno superior-Oligoceno inferior,como falla inversa, cabalgando hacia el nor-este.Otras fallas importantes como Sicuani y San Felipe,de dirección NO-SE muestran un juego transcurrentey limitan los aoramientos del Paleozoico superior

(Grupos Ambo, Tarma, Copacabana y Mitu). Estasfallas delimitan un sinclinal, recortan en escamas elUmbral Cusco Puno, y además muestran un juegoreciente (Audebaud, 1967). La falla San Felipe parece haber controlado la sedimentación de lacuenca Putina durante el Cretácico y funcionó comocabalgamiento hacia el sur oeste durante la inversióntectónica en el Eoceno superior-Oligoceno inferior.El acortamiento es difícil de calcular debido a los juegos de rumbo y por la ausencia de las series meso-cenozoicas. Se ha considerado una tasa mínima de

10 %.

Cuenca Putina

Las estructuras de la cuenca Putina son pliegues NO-SE, cilíndricos e isópacos, mostrando unaligera inclinación hacia el nor-este, al igual que loscabalgamientos. La construcción de la sección se haefectuado considerando dos niveles de despegue,uno situado al interfaz Mitu-Paleozoico inferior y elotro, entre el conjunto Mitu-Jurásico y la FormaciónHuancané, es decir, las pelitas, calizas y a veces yesos

de las formaciones Muni y Sipin. La deformación dela cuenca de Putina se interpreta como el resultado deuna tectónica de cobertura. Los pliegues observadosestán ligados a los cabalgamientos con vergencia alSO que forman escamas en el conjunto Mitu-Jurásicoa favor de la progresión del despegue al interfaz Mitu-Paleozoico inferior. La deformación se transmite enla parte superior de la pila sedimentaria y se propagagracias al segundo nivel de despegue, desarrollandosinclinales, ellas mismas despegadas. Un tercer nivelde despegue aparece entre las formaciones Huancané

del Neocomiano y Hanchipacha del Cretácico superior(Audebaud, 1967), pero su importancia es difícil deevaluar a causa de la deformación disarmónicagravitacional que muestran las calizas albianas y dela incompetencia de las formaciones Hanchipachay Chilca. Teniendo en cuenta los dos niveles dedespegue inferiores, el cálculo de la deformaciónda una tasa de acortamiento mínima de 31%. (Lf =

27.5; Li = 40.2, R = 12.7 km). La cuenca Putina se

interpreta como una zona imbricada con vergenciaSO. El inicio de la deformación compresiva parece producirse en el Eoceno superior (Audebaud, 1970;Carlotto, 1998) y es responsable de los pliegues NO-SE. Otra deformación más local, dando pliegues NE-



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F i g u

r a 9 . -

S e c c i ó n e s t r u c t u r a l r e g i o n a l S i c u a n i - P u e r t o P r i m o . U b i c a c i ó n d e l a s e c c i ó n

e n l a s g u r a s 2 y 3 .

F i g u r a

1 0 . - S e c c i ó n e s t r u c t u r a l a t r a v é s d e l s u r d

e l P e r ú m o s t r a n d o e l a c o r t a m i e n t o p a r a c a d a d o m i n i o e s t r u c t u r a l .

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occidental plegado y cabalgado de la cuenca Madrede Dios. El corte estratigráco muestra series que

van del Paleozoico inferior al Cenozoico. En la parte sur oeste de la Zona Subandina y al límitecon la Cordillera Oriental, las rocas del Paleozoicoinferior y del Mesozoico están afectadas porcabalgamientos con vergencia NE, interpretadascomo fallas inversas profundas que afectan alzócalo. Estos cabalgamientos desarrollan plieguesde propagación. Al nor-este, se observa unadepresión de antepaís rellenada por una potenteserie cenozoica con las formaciones Huayabambae Ipururo que tienen más de 5000 m de espesor.Más al este, el frente de cabalgamiento forma unanticlinal de rampa. El cabalgamiento provoca undespegue en el Paleozoico inferior, para llegar a

supercie y afectar terrenos cada vez más recienteshacia el este, donde las series sedimentarias sufrenigualmente una reducción de espesores en estadirección. La Zona Subandina de Cusco muestranun ancho inicial (Lf) de cerca de 40 km y una tasa deacortamiento del 33% (R: 20 km), para una anchurainicial (Li) de 60 km. Estos valores son pequeños enrelación con los observados en la Zona Subandinaen Bolivia donde se ha interpretado con la ayuda desecciones sísmicas.

Sección de Sicuani-Puerto Primo (Fig. 9)

La Zona Subandina está limitada al sur oeste porel cabalgamiento de Quincemil extendiéndose haciael nor-este, sobre un ancho de 34 km. La diferencia principal con el Pongo de Coñec reside en la ausenciadel Paleozoico superior (Grupos Ambo, Tarma yCopacabana), puesto que aquí el Cretácico descansaen discordancia directamente sobre el Paleozoicoinferior. Además, el espesor del Paleozoico es menor por comparación con lo que se observa al borde nor-este de la Cordillera Oriental y en la cuenca Madrede Dios. La Zona Subandina se caracteriza por unconjunto de cabalgamientos y pliegues de exión

con vergencia NE. Los cabalgamientos afectan alsubstrato y pasan a supercies de despegue en la

base del Paleozoico inferior y afectan a terrenoscada vez más recientes hacia el este, mostrando unasecuencia de aparición normal. La Zona Subandinaen la región de Quincemil, tiene una tasa deacortamiento de 34% (Lf = 34 km, Li = 52 km, R

= 18 km), valor similar a la Zona Subandina de la

región de Cusco.

La cuenca de antepaís de Madre de DiosEl antepaís andino está constituido por la cuenca

de Madre de Dios. Las investigaciones petrolíferas

mostradas en la sección de Sicuani-Puerto Primo(Fig. 9) ponen de maniesto que las unidades del

Paleozoico Mesozoico y Cenozoico se biselanhacia el este, es decir hacia el escudo brasileño. Lossedimentos uviales neógenos forman también un

bisel hacia el este y muestran deformaciones pocoimportantes, aunque cerca de Puerto Primo existen pliegues y fallas de dirección NO-SE con un eje deacortamiento NE-SO, así como fallas transcurrentessinestrales que controlan la evolución del río LasPiedras (Carlotto et al., 1998). El Pérmico inferior(Grupo Copacabana) no aora en la parte occidental

de la cuenca Madre de Dios, pero si aparece en las partes central y oriental, constituyendo un bisely traduciendo una erosión previa a los depósitoscretáceos.

Sección transversal de los Andes del Sur delPerú

Una sección transversal a los Andes del sur dePerú permite ilustrar la interpretación geológica(Fig. 10), geofísica, así como de contrastar el cálculodel acortamiento.

Los datos geológicos

El Ante Arco

El Ante Arco se extiende desde la fosa hasta el

arco magmático y tiene una extensión promedio de300 km. Puede ser dividido en talud inferior y medio,talud superior, umbral (Cordillera de la Costa) y plataforma continental. El talud inferior y medioestán casi exento de sedimentos. El talud superiortiene un relieve mas regular e incluye la cuenca dearco externo de Camana e interno de Moquegua.La plataforma continental forma el substrato de lascuencas Moquegua y Pisco, estas con relleno delEoceno-Plioceno. El límite entre la plataforma y laCordillera Occidental está marcado por una fuerte

pendiente donde se pasa rápidamente de algunoscientos de metros a 3000 m. El Ante Arco estácaracterizado por vastos pliegues isópacos y fallasa nivel del zócalo con poco desplazamiento, por loque se ha considerado un acortamiento mínimo de5%.

Cordillera Occidental

Es un conjunto morfológico bien individualizadoque forma una línea de crestas que superan los 5000msnm. Aquí aoran rocas sedimentarias mesozoicas

de la cuenca Arequipa y volcánicos cenozoicos. Losaoramientos mesozoicos de la parte occidental de la

cordillera son recortados por el Batolito de la Costade edad Cretácica. En la Cordillera Occidental la

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deformación andina es la más antigua y se maniesta

de manera más intensa. En efecto, a nivel de Arequipase tiene el cabalgamiento Cincha-Lluta (Vicenteet al., 1989). Se trata de un gran corrimiento de

dirección NO-SE visible sobre cerca de 300 km delongitud implicando el substrato precámbrico, conun desplazamiento de al menos 25 km (Fig. 10).Caracteriza una tectónica tangencial con vergencia NE, vinculado al evento tectónico del Campanianosuperior (Vicente, 1989; Jaillard, 1994). A partir delos datos de Vicente (1989) se ha efectuado un cálculodel acortamiento de 30 km, para una distancia Lf de20 km y Li de 50 km, lo que da una tasa de 60 %.

Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental

La sección de Cusco-Pongo de Coñec (Fig. 7)ilustra las características de la deformación de estazona que presenta una tasa de acortamiento del9.2%. El cálculo tiene por resultado que a nivel dela sección, la parte septentrional de la CordilleraOccidental muestra una escasa deformación,aunque, como se dijo más arriba, la corteza esaquí gruesa con mas de 55 km. Sin embargo, en lasección de Curahuasi (Fig. 8) se pone en evidenciauna deformación importante con una tasa deacortamiento de alrededor 70% y en la sección deMañazo con una tasa del 40%. Es posible, que en

la sección de Cusco-Pongo de Coñec, el intrusivode Cotabambas oculte una parte importante de ladeformación del borde septentrional de la CordilleraOccidental.

El Altiplano

El Altiplano de la región de Cusco estásubdividido en Altiplano Occidental o BloqueCusco-Sicuani y Altiplano Oriental o cuenca Putina,los que están separados por el Umbral Cusco-Puno s.s. El Bloque Cusco-Sicuani está rellenado

principalmente por capas rojas eocena-oligocenas ydepositadas durante el Eoceno inferior en relacióna fallas de rumbo. La deformación comienza en elEoceno superior y forma estructuras que puedeninterpretarse como el resultado de pliegues deamortiguamiento y pliegues de propagación defalla con vergencia norte, con un nivel de despegueen el Paleozoico inferior y otro en el Cretácico. Elacortamiento calculado en las secciones A-A’ y B-B’varía de 35 a 44% (Figs. 4 y 5), a 24% en la secciónde Cusco (Fig. 7). El Umbral Cusco-Puno s.s. es un

estrecho corredor cuya deformación es mínima yaque se comporta como una zona rígida en relacióna las deformaciones tangenciales, reaccionando principalmente como una zona de transcurrencia.

La cuenca Putina se caracteriza por la presencia deestructuras imbricadas con vergencia SO, dondese pueden encontrar dos niveles de despegueimportantes, uno al interfaz Paleozoico inferior-

Mitu y otro al interfaz Mitu-Huancané, donde elacortamiento mínimo calculado es de 31%.

La Cordillera Oriental

La Cordillera Oriental puede ser dividida en3 sectores, el borde sur oeste, la parte central y el borde nor-este. En Cusco, el borde sur oeste es unazona marcada por cabalgamientos con vergencia SOque afecta al zócalo e interpretado como el resultadode la inversión tectónica eocena del rift Mitu(Permo-Triásico). En Sicuani, el límite meridionalcorresponde a cabalgamientos con vergencia SO queafecta la cobertura. Aquí se forman duplexes, condespegues en el Paleozoico inferior-Cámbrico? y enel Pérmico inferior (Grupo Copacabana). En Cusco,la parte axial de la cordillera se encuentra levantada por comparación a los bordes. En Sicuani, las partescentral y nor-este de la cordillera correspondenal sinclinorio de Marcapata y al anticlinorio deIscaybamba (Cámbrico?). Este último cabalga haciael NE sobre la Zona Subandina. En conclusión, la parte nor-este de la Cordillera Oriental correspondea un sistema de cabalgamientos con vergencia NE

que afecta el zócalo. Se trataría de antiguas fallasnormales que habrían controlado la sedimentacióndel Ordovícico. La tasa de acortamiento calculada esde 20% sobre la transversal de Cusco y 18% sobre lade Sicuani (Figs. 7 y 9). Sin embargo, si se consideraa la cuenca Putina como una parte de la CordilleraOriental, la tasa de acortamiento de la región Sicuanideviene similar a la de Cusco, es decir 21 %.

Zona Subandina

La deformación calculada para la Zona Subandina

alcanza una tasa de acortamiento de 33% sobre latransversal de Cusco y de 34% sobre la de Sicuani(Figs. 7 y 9). El sistema de escamas subandinasrepresenta el frente más externo de la deformaciónandina. Se atribuye a la tectónica del Mioceno (6-7Ma) lo esencial del emplazamiento de las escamas. Enla región estudiada, la Zona Subandina es estrecha,e incluso admitiendo que representa la aparición deun cizallamiento cortical antitético de la subducciónoceánica actual, da prueba de un acortamientorelativamente escaso, solo considerando los datos

de supercie. Igualmente, si las series cenozoicasafectadas por los cabalgamientos son mal conocidas(Formación Huayabamba), se sabe que las primeras deformaciones compresivas de la cuenca


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subandina tuvieron lugar hacia el límite Eoceno-Oligoceno (Koch, 1962; Pardo & Zuñiga, 1973) yque el acortamiento principal se produjo durante elMioceno superior.

Los datos geofísicos

Para el sur de Perú, los primeros estudiosgeofísicos basados en la sísmica refracción, lagravimetría y la dispersión de las ondas de supercie,

ponen en evidencia una fuerte variación del espesorde la corteza (Hayes, 1966; Deza, 1971; James,1971; Ocola & Meyer, 1973, Fig. 11). Esta varía de35 km bajo la costa, a más 70 km bajo la CordilleraOccidental y el Altiplano (James, 1971; Ocola &Meyer, 1973), y de 50 km bajo la Cordillera Oriental(James, 1971). Una sección de Couch et al. (1981)

sobre la transversal que presentamos, permite denirmejor las estructuras de la margen continental y lazona costera (Fig. 12). Parece que la margen hasido el sitio de erosión tectónica, al menos durantealgunos períodos (Grange, 1983). Esta hipótesis escoherente con las observaciones de James (1971) que pone en evidencia el enriquecimiento de los magmasandinos en elementos trazas de origen siálico por unacontribución de material cortical. Sobre la margencontinental, Couch et al. (1981) muestran que existenrocas de densidad 2.20 gr/cm3 que probablemente

son del Paleozoico y constituyen el substrato de lacuenca Camaná, la que está rellenada con sedimentoscenozoicos de densidad 1.80 gr/cm3. El zócalocontinental cristalino de densidad 2.75 gr/cm3 estásiempre presente a más de 50 km frente a la costa yaora sobre esta, formando el Macizo de Arequipa.

Ocola & Meyer (1973) propusieron una síntesissobre una transversal en el sur de Perú (Fig. 11).Las experiencias de sísmica refracción ponen enevidencia una discontinuidad entre una cortezasuperior (5.9 a 6.2 km/s para la velocidad de las

ondas P) y una corteza inferior (6.6 a 7.0 km/s).La profundidad del Moho y la estructura del mantosuperior están mejor determinadas por la dispersiónde las ondas de supercie (James, 1971). En efecto,

dicho estudio pone en evidencia que el Moho bajola Cordillera Occidental y el Altiplano está a 70km de profundidad. Cerca de Arequipa, Ocola &Meyer (1973) muestran una capa sedimentaria ymetamórca con un espesor aproximado de 7 km

(bajo el nivel 0 m) que disminuye hacia el este ycorresponde a la capa de densidad 2.70 gr/cm3

pudiendo pertenecer a la cuenca de Arequipa. Losestudios de Cunningham et al. (1986) basadossobre la velocidad de las ondas P y S (modelostridimensionales) indican la existencia de una raíz

cortical de alrededor 40 km bajo la costa y de 70km bajo la Cordillera Occidental. El paso entre losdos ámbitos es brusco. Los datos gravimétricos deFukao et al. (1989) sugieren que el espesor de lacorteza es de 65 km bajo la Cordillera Occidental,de 50 km bajo la Cordillera Oriental y de 35 km bajo el escudo brasileño. Ellos muestran que entreMarcapata y Quincemil, al límite entre la CordilleraOriental y la Zona Subandina se produce un cambio brusco del espesor de la corteza, que pasa de 50 a40 km. Este cambio puede estar relacionado conla subducción continental del escudo brasileño bajo la Cordillera Oriental. Por último, estos datosmuestran una disminución de espesor, hacia el este,de las series sedimentarias de la cuenca Madre deDios.

En conclusión, la característica principal de laestructura de la litosfera continental tiende a fuertesy rápidas variaciones de espesor de la corteza,la que se traducen en una enorme profundidadalcanzada por el Moho. Así, la corteza es gruesacon 35 ó 40 km bajo la costa, cerca de 70 km bajo laCordillera Occidental y el Altiplano, se reduce haciala Cordillera Oriental donde tiene 50 km, y pasa demanera abrupta, entre Marcapata y Quincemil, alescudo brasileño alcanzando 35 km.

Los datos sísmicos

Un estudio de la actividad sísmica supercial

intracontinental fue realizado por Grange (1983)y Grange et al. (1984). Los resultados están deacuerdo con las observaciones geológicas. Así pues,sobre el continente, se registra, a distancias situadasentre 60 y 100 km de la costa, un conjunto muynumeroso de pequeños eventos localizados entre10 y 40 km de profundidad (Grange, 1983). Lossismos se concentran a lo largo de fallas paralelasa la cadena. Estas fallas constituyen una zona de

accidente mayor que se puede seguir al menos entre18 y 15º S, representado un dominio de relativafragilidad reactivado por los eventos de compresióny que facilita las intrusiones magmáticas. Pareceaislar un bloque costero donde aora ampliamente

el zócalo rígido precámbrico y el batolito (Grange,1983). El cabalgamiento Cincha-Lluta, que hacedescansar el zócalo precámbrico sobre las seriessedimentarias mesozoicas, se localiza tambiénen proximidad de zona de sismicidad de Grange(1983). Sin embargo, este es casi horizontal y

antiguo (Cretáceo superior) y está recortado porlos intrusivos y no desempeñaría ningún papel enla tectónica reciente o actual (Vicente, 1989). Encambio, se observa no lejos de allí, sobre la vertiente

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pacíca, fallas muy recientes (Mégard: en Grange,

1983). Esta sismicidad traduciría una profundizaciónde los accidentes descritos por Vicente (1989), esdecir con un buzamiento de 45º hacia el SO. Asíla actividad tectónica cortical intracontinental

afecta casi exclusivamente un bloque precámbricorecortado por plutones mesozoicos-cenozoicosy parece bien guiada por el accidente estructural

situado cerca de la costa. Los mecanismos focalesson en conjunto coherentes con un acortamiento dedirección E-O y NE-SO en las estructuras corticales profundas, las que se localizan sobre fallas inversasy transcurrentes entre 10 y 35 km de profundidad

(Grange, 1983).Cunningham et al. (1986) muestran que la

actividad sísmica involucra ámbitos cada vez más

Figura 11.- Estructura de la corteza en el sur del Perú (Tomado de Ocola y Meyer, 1973).

Figura 12.- Estructura de la corteza en el sur del Perú (Tomado de Couch et al., 1981).


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profundos al oeste de Arequipa. Los sismos alcanzanla supercie al nivel del cabalgamiento Cincha-

Lluta. Estos son interpretados como resultantesdel cabalgamiento del macizo de Arequipa sobrela Cordillera Occidental. Los movimientos sobreel plano de la falla revelan juegos inversos y derumbo (Cunningham et al., 1986). Mas al NE,Grange (1983) menciona cerca de la estación deChonta (15˚ 08’ y 71˚ 47’) un grupo muy aislado,

y especialmente concentrado, de acontecimientossísmicos. Éstos son numerosos y de magnitud quevaría de 1 a 3.5 y están localizados entre 0 y 20km de profundidad, pero mal estudiados debido ala escasez de estaciones cercanas (Grange, 1983).La mayoría de las lecturas ables de los primeros

movimientos indican compresión (Grange, 1983).

Estos eventos presentan las características desismos muy superciales aunque ningún accidente

geológico particular es conocido en este lugardonde la cobertura volcánica es importante, aexcepción de alineamientos NO-SE que se reconoceen el mapa geológico 1/100,000 de INGEMMET.Grange (1983) da, sin embargo, una interpretacióntectónica de falla normal debido a la extensión N-S, que afecta a los altos Andes, y se debería ala compresión E-O. En los Andes Centrales lamayoría de los sismos tratados por este autor están

localizados en la transición de la Cordillera Orientaly la Zona Subandina. Estas indican una compresióngeneral E-O que causa el juego de fallas con buzamiento al oeste. Las profundidades de 16 a 38km ponen de maniesto que la deformación frágil

se ejerce esencialmente en el zócalo (Suarez et al.,1983). En la zona de Quincemil, Laubacher et al.(1985) describen una deformación compresiva plio-cuaternaria de dirección E-O.

CALCULO DEL ACORTAMIENTOPARA LOS ANDES SUR DEL PERÚ:RESULTADOS E INTERPRETACIONES

Diversos métodos permiten intentar unaevaluación del acortamiento registrado por lacadena de los Andes en el Perú Central. A partir delos datos geofísicos se pueden obtener el espesorde la corteza (Figs. 11 y 12). No obstante, para losAndes, la incertidumbre sobre los datos sísmicos ygravimétricos no permite elegir entre dos modelosextremos, el primero considerando un espesormínimo y el segundo un espesor máximo. Sin

embargo, para nes prácticos consideramos unespesor medio que se traduce en una supercie

media que es de 26,151 km2 (Fig. 13). Para calcularel acortamiento en los Andes sur del Perú, a partir de

los datos estructurales de terreno, se ha valorado lastasas de acortamiento para cada dominio estructural(Fig. 10). Para evaluar el acortamiento cortical, seha utilizado el método de las supercies admitiendo

una corteza continental con espesor original promedio de 30 km.

En la Zona Subandina de Quincemil elacortamiento alcanza un porcentaje de 34% (R: 18km, Lf: 34 km, Li: 52 km) y en la de Cusco de 33%(R: 19 km, Lf: 40 km, Li: 60 km). La deformacióncalculada para la Cordillera Oriental muestra un porcentaje de acortamiento de 20% para la regiónde Cusco (R: 20 km, Lf: 77.5 km, Li: 97.5 km) yde 18% para Sicuani (R: 20 km, Lf: 90 km, Li: 110km). En la cuenca Putina el porcentaje es de 31,5%

(R: 12.7 km, Lf: 27.5; Li: 40.2).Para el Bloque Cusco-Sicuani o Altiplano

Occidental los porcentajes varían de 24% (R: 4 km,Lf: 12.5 km, Li: 16.5 km) a 23.5% (R: 8 km, Lf: 26km, Li: 34 km), 35% (R: 25km, Lf: 46 km, Li: 71km), o 44% (R: 29 km, Lf: 36 km, Li: 65 km). Enel Bloque Anta el porcentaje es escaso, solamentede 13% (R: 2 km, Lf: 13 km, Li: 15 km) o 14%(R: 5 km, Lf: 30 km, Li: 35 km). En la CordilleraOccidental el acortamiento en la zona de Cincha-Lluta, es de 60% (30 km, Lf: 20 km, Li: 50 km). El

Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental da unacortamiento escaso de 9.2% (8 km, Lf: 78.4 km,Li: 86.4km). Sin embargo, en Curahuasi el cálculomuestra, un acortamiento de alrededor de 70% (R:17 km, Lf: 7 km. Li: 24 km) y en Lagunillas de 40%. Entre la zona de Colca y el sur de Santo Tomaslos aoramientos de las rocas volcánicas impiden

conocer la estructura de la Cordillera Occidental.Para esta zona se ha estimado un acortamiento mediode 35% (R: 62 km, Lf: 116 km, Li: 178) que es lamedia entre la zona del cabalgamiento Cincha-Lluta

(60%) y el borde NE de la cordillera (~10%). Para lazona de Ante Arco se ha considerado un porcentajede acortamientos mínimo de 5%.

A partir de estos valores se obtienen unosacortamientos mínimos de R: 158 km (Lf: 482.9km, Li: 640.9 km) lo que da, con una corteza mediade 30 km, una supercie S1 de 19,227 km2 (Fig.14). Si se considera un acortamiento del 35% parael Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental y elBloque Anta, el acortamiento total es de R: 203 km(Lf: 482.9 km, Li: 685.9 km) dando una supercie

S2 de 20,577 km2

(Fig. 13). Estos resultados indicanque los valores de acortamiento calculados no sonsucientes para producir el engrosamiento cortical.

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Figura 13.- Supercies de la corteza obtenidas en sección a partir de los datos geofísicos. Smin: supercie conside-

rando un espesor mínimo; Smax: supercie considerando un espesor máximo; Smed: supercie considerando un

espesor medio.

Figura 14.- Evaluación del acortamiento cortical a partir del método de supercies admitiendo un espesor de 30 km para la

corteza original.

Como vimos más arriba, gran parte de laCordillera Occidental está recubierta por rocasvolcánicas o recortada por intrusivos, sin embargoallí donde no es el caso, como en Mañazo yCurahuasi la deformación es bastante importante. A

partir de estas observaciones se puede considerar un porcentaje de acortamiento de 50% a 60% para elconjunto de la Cordillera Occidental. Con un 50%de tasa de acortamiento, la supercie obtenida S3 es

de 23,697 km2 (Fig. 13), valor que no basta todavía para explicar el engrosamiento cortical. Finalmente,con un porcentaje de acortamiento del 60%, para elconjunto de la Cordillera Occidental, incluyendo elBloque Anta, la supercie obtenida S4 es de 27,075

km2 (Fig. 13) que si puede explicar el engrosamientocortical.

En consecuencia y según los cálculos, doshipótesis han sido consideradas. La primera muestraque los valores de acortamiento obtenidos a partir

de los datos geológicos de supercie, no bastan

para producir el engrosamiento cortical puestoen evidencia por la geofísica. Para explicar esteexceso de volumen, Schmitz (1994) propone sub-cabalgamientos de material continental que procede

de la subducción (underplating). Para el sur delPerú se plantea que la contribución de pedazoslitosféricos como efecto de la erosión tectónica,quizá fue la causa de este engrosamiento cortical.La segunda hipótesis supone que el engrosamientode la corteza es enteramente debido al acortamiento,

pero la deformación en supercie solo se expresa

bien en algunos lugares como en Cincha-Lluta,Curahuasi, Mañazo, etc.

AGRADECIMIENTOS

El trabajo presentado es el resultado de una partede la tesis doctoral del autor. Los agradecimientosson para Etienne Jaillard, Georges Mascle, GabrielCarlier y Patrice Baby. Carlos Ángeles hizo la


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