DEFORMACION Y ACORTAMIENTO ANDINO

91Bol. Soc. geol. Perú 101: 91-119 (2006)© Sociedad Geológica del Perú SGP ISSN 0079-1091

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

THE ANDEAN DEFORMATION AND SHORTENING IN SOUTHERN PERU: CUSCO-ABANCAY-SICUANI

Víctor Carlotto

RESUMENLa 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 grandes dominios 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 los Andes del sur del Perú. Los valores de acortamiento obtenidos no explican el espesor de la corteza puesto en evidencia por la geofísica. Para explicar el importante engrosamiento cortical bajo la Cordillera Occidental y el Altiplano del sur de Perú se plantea que fenómenos de erosión tectónica ligados a la subducción sean la causa, 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 en superficie 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

ABSTRACTThe 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 own sedimentary, 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 shortening calculation has been made for each of these blocks of the Cusco region. Later, the calculations have been integrated in a general structural cross-section of the Andes of Southern Peru. The shortening values thus obtained do not explain the thickness of the crust shown by the geophysic models. In order to explain the important crustal thickening under the Cordillera Occidental and the Altiplano in the Southern Peru, it is considered 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, except in some places. Also the volcanic cover or the big intrusive bodies can be hiding part of the compressive deformation.

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]

INTRODUCCIÓNA partir de levantamientos geológicos superficiales

realizados en la región de Cusco, Abancay y Sicuani (Fig. 1), se han construido secciones estructurales locales, regionales y una que atraviesa el sur del Perú. Se ha tratado de equilibrar estas secciones aunque

no se cuenta con la información sísmica necesaria que permita tener un control en profundidad. Sin embargo, son los primeros esfuerzos que se realizan para conocer la deformación y el acortamiento andino en esta parte del país.

92 Víctor Carlotto

La región de Cusco se localiza en la terminación nor-oeste del Altiplano peruano-boliviano que viene a ser la expresión morfológica del oroclino boliviano. Aquí el Altiplano es mas estrecho y se halla limitado al sur por la Cordillera Occidental y al norte por la Cordillera Oriental. En el Altiplano las rocas con mas extensión superficial son las capas rojas sinorogénicas de edad cenozoica (Carlotto, 1998-2002; Carlotto et al., 2005) mientras que en la Cordillera Occidental predominan los silico-clásticos y carbonatados mesozoicos de la cuenca occidental (Marocco, 1978; Pecho, 1981; Vicente et al., 1982) que están intruidos por el batolito Andahuaylas-Yauri del Eoceno-Oligoceno (Carlotto, 1998) o recubiertos por volcánicos cenozoicos. La Cordillera Oriental es el asiento de las rocas metamórficas 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 del Altiplano y probablemente de la Cordillera Oriental está relacionada principalmente con el evento del Eoceno-Oligoceno que se inicia en 43 Ma y que diferentes 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 de subducción entre la placa oceánica de Nazca y la placa continental de Sudamérica. La cadena presenta una alta topografía y está caracterizada por un arco magmático calco-alcalino testigo de una subducción activa desde al menos 200 Ma. La cadena se segmenta a nivel de la deflexión de Abancay (Marocco, 1978; Carlotto et al., 1999), donde las grandes estructuras toman sobre más de 250 km, una dirección este-oeste (Figs. 2 y 3). El núcleo de la deflexión que se extiende entre 12° y 13° sur, se sitúa al nivel de la transición entre la subducción sub-horizontal del Perú central y la inclinada o normal del Perú meridional y Chile septentrional. Las estructuras E-O de la Deflexión de Abancay se conectan al este, en la región de Cusco, a las direcciones andinas NO-SE del Perú meridional y hacen parte del Oroclino Boliviano.

Diferentes autores han propuesto varios modelos geofísicos para explicar los altos relieves andinos y en particular del Altiplano. Los datos sísmicos están en favor de la tesis clásica de una corteza siálica engrosada, alcanzando 70 km en el sur de Perú (James, 1971; Cunningham et al., 1986). Los procesos de formación de esta raíz cortical 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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factores intervendrían en proporciones difíciles a establecer, como los cizallamientos corticales que se traducen en superficie por cabalgamientos, la adición a la corteza de magma procedente de la fusión del manto y quizá de las capas superiores de la placa subductada, y finalmente, 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 erosión tectónica ligada a la subducción (underplating). De estos tres procesos, solamente el primero da lugar a manifestaciones visibles y susceptibles de estudiarse en superficie, como es el caso del presente estudio.

LOS DIFERENTES DOMINIOS ESTRUCTURALES EN LOS ANDES DEL SUR DEL PERÚ

Las 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, la Cordillera Occidental, el Altiplano, la Cordillera Oriental, la Zona Subandina y la Llanura Amazónica (Fig. 1). Sin embargo, localmente la zona de estudio está caracterizada por la yuxtaposición de dominios estructurales o bloques que presentan, cada una, sus evoluciones sedimentarias, estructurales y magmáticas propias. El límite de estos grandes dominios está marcado por sistemas complejos de fallas, algunas señaladas por unidades magmáticas mesozoicas 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 Putina5. Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental

Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental

El Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental corresponde a una zona relativamente plana frecuentemente denominada superficie puna, cuya altitud varía entre 4000 y 4300 m. Esta superficie se halla cortada por la incisión muy profunda de los valles como del río Apurímac que alcanza, en la zona de estudio entre 3000 y 2000 m. Paleogeográficamente, este dominio constituye el borde nor-este de la cuenca occidental mesozoica que tuvo una sedimentación silico-clástica y carbonatada entre el Jurásico y el Cretácico. Aquí las series sedimentarias están deformadas por sistemas de

pliegues cilíndricos de dirección E-O a ONO-ESE, con plano axial vertical o ligeramente inclinados al SO. Los pliegues se siguen sobre decenas de kilómetros, siendo a veces desplazados débilmente por fallas inversas. Existen también pliegues NE-SO que deforman los pliegues anteriores, formando figuras de interferencia características, como se observan en los cuadrángulos de Antabamba, Santo Tomas y Chalhuanca (Pecho, 1981). Este ámbito se caracteriza también por la presencia del batolito Andahuaylas-Yauri (Eoceno-Oligoceno inferior) de naturaleza calco-alcalina que intruye las series mesozoicas. La parte sur está cubierta por las gruesas secuencias volcánicas cenozoicas y plio-cuaternarias del arco principal. Los límites norte y nor-este están marcados por un sistema de cabalgamientos, en primer lugar de dirección E-O (Abancay-Limatambo-Zurite) y luego NO-SE (Huanoquite-Accha), los que hacen parte del sistema Cusco-Lagunillas-Mañazo (Carlotto, 1998; Carlotto et al., 2002).

En el borde septentrional de la Cordillera Occidental y cerca del Altiplano Occidental existe una zona que designamos bajo el nombre de Bloque Anta por contener los conglomerados y volcánicos sin-orogénicos de la cuenca Anta del Eoceno superior-Oligoceno inferior. Los conglomerados afloran entre Limatambo y Anta, al sur de la falla Abancay-Limatambo-Zurite, y se prolonga al SE hacia Pomacanchis, al sur del sistema Acomayo-Accha. El límite meridional de este dominio, es el contacto con los intrusivos del batolito a través de la falla Cotabambas. Este bloque se caracteriza por la presencia de anticlinales y sinclinales NO-SE con gran radio de curvatura, a excepción de los que se localizan cerca de los cabalgamientos.

Altiplano Occidental: Bloque Cusco-Sicuani

En las regiones de Cusco y Sicuani, el Altiplano Occidental muestra extensos afloramientos de areniscas fluviales del Grupo San Jerónimo de edad Eoceno-Oligoceno inferior (Carlotto, 1998; Carlotto et al., 2005). Este dominio, llamado Bloque Cusco-Sicuani está separado, al NE, de un alto estructural o Umbral Cusco-Puno s.s., por accidentes antiguos como la falla Uchuyqosqo, que ha jugado en diferentes épocas incluyendo el Cuaternario. En efecto, esta falla muestra reactivaciones recientes y guía el emplazamiento de volcanes shoshoníticos plio-cuaternarios. Al sur, este bloque está separado de la Cordillera Occidental y del Bloque Anta por el 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 formaciones Quilque-Chilca del Paleoceno, todas bien deformadas, a diferencia del Bloque Anta, donde los depósitos eocenos de la Formación Anta se hallan en fuerte discordancia angular sobre el Paleoceno o el Mesozoico. Los pliegues en las capas rojas muestran en general dos esquistosidades. Una esquistosidad S1 de dirección NO-SE a ONO-ESE que es paralela a los pliegues y fallas de primera generación, y la otra S2, NE-SO a N-S, que recorta a S1 y es paralela a pliegues de una segunda generación.

Alto estructural o Umbral Cusco-Puno s.s.

Definimos como alto estructural o Umbral Cusco-Puno s.s. a un estrecho corredor estructural de algunos kilómetros de ancho que se extiende de Sicuani a Urubamba y de Limatambo a Curahuasi. Estos dos segmentos son aparentemente desplazados por una estructura antigua denominada falla de Patacancha y Tamburco (Carlotto, 1998; Carlotto et al., 2006). En el sector de Sicuani el umbral separa el Altiplano Occidental del Altiplano Oriental o cuenca Putina, en tanto que en Cusco, separa el Altiplano Occidental del Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental, a través de la falla Urcos-Sicuani-Ayaviri. En el sector Limatambo-Curahuasi, separa la Cordillera Occidental al sur y la Cordillera Oriental al norte, mediante el sistema de fallas Abancay-Limatambo-Zurite. Paleogeográficamente, corresponde a una zona débilmente subsidente durante el Mesozoico y por lo tanto con sedimentación reducida. El substrato, constituido por el Paleozoico inferior, está caracterizado por la presencia de pizarras y cuarcitas devonianas de la Formación Cabanillas. Se define también un umbral Cusco Puno s.l. que incluye al Altiplano Occidental o Bloque Cusco-Sicuani, donde la serie mesozoica es igualmente reducida y caracterizada por facies areno-pelíticas principalmente continentales. Este conjunto de altos constituye en realidad, un mosaico de bloques pequeños de dirección NO-SE, delimitados por antiguas fallas que jugaron como transcurrentes o inversas, al menos durante el Cenozoico. Estudios reciente indican que estos bloques serían el resultado de 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 substrato está constituido principalmente por pizarras del

Paleozoico. Su relleno sedimentario areno-pelítico grueso con más de 2000 m, está formado por unidades meso-cenozoicas. Se caracteriza por la presencia de escamas imbricadas, cabalgamientos y pliegues cilíndricos e isópacos NO-SE, todos con vergencia 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 a deslizamientos ligados a movimientos tectónicos distensivos durante el Albiano (Audebaud, 1967). Las primeras deformaciones debidas a la tectónica tangencial andina son pliegues NO-SE, que afectan a las lutitas de la Formación Chilca (Paleoceno). Estos pliegues son anteriores a los depósitos de la serie detrítica del Grupo Puno atribuida al Eoceno por Audebaud y Laubacher (1969), que en la zona de Hanchipacha (Audebaud, 1971), descansa en fuerte discordancia angular sobre los pliegues y está a su vez afectada por una segunda deformación. La napa de Pirin (Chanove et al., 1969) se emplaza en la misma época y durante un período bastante largo, puesto que en Pirin y Pusi se observa, que los conglomerados del Oligoceno medio-Mioceno inferior 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 calizas involucradas en la napa de Pirin fueron previamente deformadas en el Albiano.

Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental

La Cordillera Oriental es la zona axial de la antigua cadena hercínica desarrollada en el Paleozoico inferior (Audebaud et al., 1976). El material paleozoico está constituido por dos grandes conjuntos. Uno muy espeso, que aflora en la parte central y oriental, con las formaciones San José, Sandia, San Gabán, Paucartambo ó Ananea y Ccatcca ó Cabanillas (Ordovícico, Silúrico y Devónico), de litología esencialmente areno-pelítica marina, muy deformada y con epimetamorfismo. Un segundo conjunto, que aflora 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. Afloramientos pequeños de las formaciones Huancané (Neocomiano) y Paucarbamba (Albiano?), relacionados a cabalgamientos NO-SE con vergencia SO y afectando al substrato paleozoico, aparecen también en el borde sur oeste.


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LAS SECCIONES ESTRUCTURALES

Para los cálculos de acortamiento se han elaborado secciones estructurales, locales y regionales, así como una sección a través del sur del Perú. Las secciones se restauraron al estado no deformado con el fin de comprobar su coherencia geométrica y considerar los tipos de acortamiento en los distintos bloques. Sin embargo, estas secciones se basan esencialmente en las observaciones geológicas de superficie ya que no se cuenta con información sísmica.

Principios y método de construcción

Los principios de la restauración han sido presentados por diferentes autores (Boyer & Elliot, 1982; Suppe, 1983; Mitra, 1992; etc.). La preparación de las secciones equilibradas se basa en la idea de la conservación general de la masa entre los estados inicial y deformado, a pesar del transporte y/o las distorsiones involucradas. Para que este principio general se verifique, se asume, en primer lugar, con las excepciones parciales de las calizas albianas de la Formación Ayavacas y las Capas Rojas del Eoceno-Mioceno de Cusco y Puno, que lo esencial de la compactación de las series sedimentarias sería pre-tectónica. En segundo lugar, se asume también que cualquier deformación interna, 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 las secciones hay conservación de las áreas entre los estados inicial y final. Ahora bien, la geometría de la deformación en la región, dominada por un estilo en chevron, sin esquistosidad importante fuera de las charnelas y con la excepción de unidades yesíferas particularmente plásticas (Formación Paucarbamba), nos permite suponer que la deformación interna no es significativa. Entonces, esto admite a considerar que las superficies geológicas y por lo tanto las longitudes de los estratos deben ser idénticas en los estados iniciales y restaurados. Por ultimo, ya que las secciones están orientadas ortogonalmente a las estructuras compresivas regionales, también se asume que la dirección de transporte de los cabalgamientos está aproximadamente, contenida en el plano de los cortes. Sin embargo, como se ha mostrado anteriormente, en las regiones de Cusco, Sicuani y Abancay, existen distintos dominios estructurales, llamados bloques, mostrando cada uno un estilo tectónico propio (Fig. 2), además de variaciones de espesores de las series sedimentarias de misma edad. Como el componente transcurrente que caracteriza los límites de los principales dominios

estructurales o bloques constituye un obstáculo a las condiciones ideales teóricas de restauración, por esta razón, se ha restaurado independientemente cada uno de los bloques y se ha considerado que ningún acortamiento se haya introducido por los movimientos transcurrentes. Por lo tanto, el resultado sobre las secciones está pues marcado de error. En consecuencia, el valor del acortamiento obtenido es un valor mínimo.

La geometría de las estructuras observadas en superficie, la conservación de los espesores de las series (excepto en los casos de variaciones de espesores conocidos) y el reporte de la cantidad de desplazamiento sobre cada accidente permiten construir paso a paso una sección retro-tectónica. Esta última permite precisar la geometría probable del nivel de despegue, arriba del cual se desarrolla el plegamiento y constituye un control de la parte inferior en la construcción de la sección estructural. La nomenclatura utilizada es la siguiente: Lf es la longitud final en la sección estructural, Li es la longitud inicial en la sección restaurada y R que es Li-Lf es el acortamiento.

Las secciones locales

Tres secciones locales han sido construidas. Estas se localizan sobre la figura 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) de dirección N-S y 65 km de longitud. Esta sección no 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 según los lugares.

Sección A-A’ (Fig. 4)

Esta parte de la Cordillera Oriental está marcada por la presencia de bloques estructurales menores que contienen esquistos de la Formación Paucartambo (Siluro-Devónico), calizas del Grupo Copacabana (Pérmico inferior), rocas volcánicas y sedimentarias del Grupo Mitu (Permo-Triásico), y más escasamente rocas sedimentarias de las formaciones Huancané (Neocomiano) y la base del Grupo Yuncaypata (Cretácico superior) representado aquí por la Formación 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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se caracteriza por la presencia de cabalgamientos de dirección NO-SE y vergencia SO, que hacen repetir al Grupo Mitu y remonta al afloramiento la Formación Paucartambo. Dos niveles de despegue han sido reconocidos, uno situado a la base del Paleozoico inferior (Ordovícico) y otro en el Siluro-Devónico (Formación Paucartambo). El despegue profundo se amortigua al nivel del Umbral Cusco-Puno, en tanto que el despegue superior permite la aparición de fallas más profundas. Los cabalgamientos de este dominio son interpretados como debidos a la inversión de antiguas fallas normales permo-triásicas que han controlado la sedimentación del Grupo Mitu, como lo muestran los cambios bruscos de espesor a ambos 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 la tectónica del Eoceno. La tasa de acortamiento es de 40 %, con Lf: 30 km; Li: 18 km y R: 12 km.

Sección B-B’ (Fig. 5)

El Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental corresponde a una banda estrecha mayor a 3 km de ancho, donde afloran 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 de espesor (0 a 500 m) de las formaciones Huambutío, Huancané y Paucarbamba, todas mesozoicas, en dirección nor-este. En el afloramiento se observan 3 fallas inversas con vergencia SO y de dirección NO-SE. Las fallas tienen un buzamiento promedio de 45° y se conectan sobre un nivel de despegue situado en los yesos y arcillas de la Formación Paucarbamba (Albiano?). El otro nivel de despegue se sitúa probablemente en el interfaz Paleozoico inferior y el Grupo Mitu (Permo-Triásico) o la Formación Huancané (Neocomiano). Las estructuras constituyen una secuencia normal de cabalgamientos imbricados (1, 2, 3). La geometría del conjunto puede ser interpretada como el resultado de la inversión tectónica durante el Eoceno, de antiguas fallas normales que habrían controlado la sedimentación de la Formación Huancané en el Cretácico inferior. Esta es, en efecto, más espesa al techo de cada uno de los cabalgamientos. La cartografía pone de manifiesto que los cabalgamientos basal (1) y superior (3) se juntan en el mapa, al NO y al SE. Esto implica que los cabalgamientos imbricados delimitan duplexes. Entre los dos cabalgamientos basal (1) y superior (3), las fallas tienen una forma sigmoidal. El cabalgamiento superior (3) que hace remontar al Paleozoico inferior

sobre el Permo-Triásico y el Mesozoico, podría representar la prolongación de un gran accidente, que más al sur oeste pone en contacto al Paleozoico inferior con las capas rojas eoceno-oligocenas del Grupo San Jerónimo. Este cabalgamiento muestra también movimientos transcurrentes y se trata de un accidente que afecta el basamento. La tasa de acortamiento calculada para esta zona es bien importante, alcanza 66 %, Lf: 3.5 km, Li: 10.5 km y R: 7 km.

Cinemática y edad de la deformación

En Cuyo Chico, al NE de Pisac, medidas de estrías de falla al contacto entre los esquistos de la Formación Paucartambo (Siluro-Devónico) y el Grupo Mitu (Permo-Triásico), indican dos movimientos. El más reciente es una compresión pura con un σ1 = N33˚ y el más antiguo es un juego transcurrente distensivo con σ 1 = N70˚, y σ 3 = N160˚ (Carlotto, 1998-2002). El movimiento transcurrente parece relacionarse con la apertura de la cuenca San Jerónimo (Eoceno inferior). Los movimientos compresivos estarían en relación con la inversión tectónica del borde sur oeste de la cordillera y de la cuenca Putina que se inicia en el Eoceno medio (Audebaud & Laubacher, 1969; Carlotto, 1998).

Bloque Cusco-Sicuani (Altiplano Occidental)

El Bloque Cusco-Sicuani está separado del Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental por una zona de transcurrencia. Presenta al afloramiento, las formaciones Huancané (Neocomiano), Paucarbamba (Albiano?), Ayavacas (Albiano-Turoniano), la parte superior del Grupo Yuncaypata (Cretácico superior), las formaciones Quilque y Chilca (Paleoceno) y principalmente el Grupo San Jerónimo del Eoceno-Oligoceno inferior. Este dominio limita al sur con el Bloque Anta. El Bloque Cusco-Sicuani presenta pliegues y cabalgamientos con vergencia NE, mostrando una deformación importante de cobertura (thin-skinned thrusting) y relacionada a la tectónica compresiva del Eoceno medio-Oligoceno inferior. Se interpretan dos niveles de despegue, uno basal desarrollado a la base del Paleozoico inferior e interfaz con el basamento y otro en el Cretáceo superior. Las estructuras han sido construidas admitiendo que los pliegues observados corresponden a pliegues de amortiguamiento. Sin embargo, el análisis tecto-sedimentario de las series cenozoicas pone de manifiesto, 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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Sección A-A’ (Fig. 4)

Las estructuras en superficie tienen una dirección ONO-ESE a NO-SE (Mapa geológico, Fig. 3) y una vergencia NE. Interpretamos la falla Huanoquite-Accha como un cabalgamiento desarrollando pliegues de amortiguamiento en las capas rojas eocenas. El anticlinal de Poroy, considerado como un pliegue de amortiguamiento, así como el sinclinal de Sencca, están en relación con la falla de Tambomachay. El anticlinal de Piuray y el sinclinal de Antaquilca implican la existencia, en profundidad, de un prisma intercutáneo (Chávez et al., 1996). La conexión del nivel de despegue inferior al nivel superior provoca un retrocabalgamiento, que es la causa de la formación del anticlinal de Piuray durante el Eoceno y separando las sub-cuencas de Sencca y Antaquilca. Esta última muestra en su borde sur, discordancias progresivas. La falla Taucca estaría también en relación con este prisma intercutáneo. En la restitución al estado no deformado de la sección A-A’, se considera que el Grupo San Jerónimo está conformado por sedimentos sinorogénicos y presenta discordancias progresivas. La longitud final (Lf) es de 46 km para una longitud inicial (Li) de 71 km, lo que da un acortamiento R de 25 km y una tasa de 35 %.Sección B-B’ (Fig. 5)

La sección muestra pliegues y cabalgamientos con vergencia al NE. Los pliegues y las fallas son de 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 sinclinal de Andahuaylillas, el anticlinal de Lucre, luego el sinclinal de San Juan de Quihuares cuyo flanco SO está afectado por el cabalgamiento San Juan de Quihuares doblada y despegada en las series cretácicas 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 flanco septentrional, las formaciones Quilque y Chilca del Paleoceno y el Grupo San Jerónimo del Eoceno-Oligoceno inferior. Sobre su flanco meridional la Formación Paruro (Mioceno superior) sobreyace en discordancia angular al Grupo San Jerónimo y muestra también discordancias progresivas. El cabalgamiento Acomayo separa el sinclinal de Yaurisque del sinclinal de San Lorenzo, este último afectado por el cabalgamiento de Huanoquite-Accha (Fig. 5a).

Parte del sinclinal de San Lorenzo se formó sobre 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 normal heredada situada entre el alto estructural Cusco-Puno y el borde nor-este de la cuenca occidental mesozoica. La propagación indujo el crecimiento de un anticlinal de amortiguamiento que hace parte del Bloque Anta y tuvo consecuencias sobre la sedimentación creando una trampa (Fig. 5b). En efecto, el sinclinal de San Lorenzo forma una depresión en el antepaís. Aproximadamente, al mismo tiempo, se forma el anticlinal de amortiguamiento A y el sinclinal de Yaurisque, en relación con el juego de la falla Acomayo. Esta falla controló más tarde, en el Mioceno, el funcionamiento de la cuenca Paruro. Más al nor-este, el anticlinal de amortiguamiento B y el sinclinal San Juan de Quihuares corresponden a otra estructura de amortiguamiento que se desarrolla en asociación con el cabalgamiento San Juan de Quihuares. En mapa, la prolongación nor-oeste de esta falla separa las sub-cuencas de Ancaschaca y Occopata ambas con discordancias progresivas originadas en el Eoceno superior-Oligoceno inferior. Igualmente, la falla San Juan de Quihuares controla la evolución de la cuenca Punacancha durante el Oligoceno superior-Mioceno inferior, pero está sellada por la Formación Paruro del Mioceno superior.

Cerca del Umbral Cusco-Puno, el anticlinal de Lucre y el sinclinal de Andahuaylillas son interpretados como pliegues de amortiguamiento sobre fallas ciegas. El contacto entre el Bloque Cusco-Sicuani y el Umbral Cusco-Puno s.s. corresponde a una falla de rumbo que controló la apertura de la cuenca de capas rojas durante el Eoceno inferior. La restitución de la sección en el Bloque Cusco-Sicuani (Fig. 5c) da una longitud final (Lf) de 36 km, una longitud inicial (Li) de 65 km, indicando un acortamiento (R) de 29 km. El porcentaje de acortamiento es de del 44 %.

Sección C-C’ (Fig. 6)

Una de las características importantes en esta sección es la presencia de grandes cantidades de yeso de la Formación Paucarbamba (Albiano?) que es la unidad inferior del Grupo Yuncaypata. Esta zona es la única donde se observa que las series meso-cenozoicas sobreyacen directamente al Ordovícico. De norte a sur, las estructuras observadas son los sinclinales de Chancacucho, el anticlinal de Minasnioc, los cabalgamientos de Chillapahua, el sinclinal de Yanacocha y Checcec, el diapiro de Mamaco que hace de núcleo al anticlinal de San Cristóbal. Al sur, el bloque está limitado por el cabalgamiento Lima-

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tambo-Zurite. En superficie, las estructuras tienen una dirección E-O a NE-SO y una vergencia norte. La parte meridional de la sección se ha interpretado considerando el desarrollo de un prisma intercutáneo despegado en el Ordovícico y en la Formación Paucarbamba (Albiano?). Sobre este prisma, un cuerpo diapírico recorta el sinclinal de Checcec y el anticlinal de San Cristóbal. Los yesos del diapiro procederían, al menos en parte, de la Formación Paucarbamba, puesto que las series deformadas por el diapiro se sitúan sobre esta formación. El prisma intercutáneo habría favorecido la subida del diapiro. Al norte del prisma, la superficie de despegue se prolonga en la Formación Paucarbamba e induce el desarrollo de pliegues por propagación y flexión de falla. Cerca de la terminación norte, la gran cantidad de yeso puede explicarse por las repeticiones de los cabalgamientos.

Análisis cinemático

A partir del estado no deformado y de la deformación total de la sección A-A’ (Fig. 4) se propone las interpretaciones siguientes. La ausencia del Grupo Copacabana de Pérmico inferior en el Bloque Cusco-Sicuani, sin embargo, presente en el Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental, permite consi-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 se comporta de manera activa durante la sedimentación del Grupo Mitu en el Permo-Triásico. La Formación Huancané (Neocomiano) se depositó sobre los tres dominios (Bloque Cusco-Sicuani, Umbral y Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental), sin embargo, su espesor es reducido en el Umbral Cusco-Puno. El Grupo Yuncaypata (Cretácico superior) se depositó sobre el umbral y el Bloque Cusco-Sicuani, y parece reducido sobre la Cordillera Oriental. Las formaciones Quilque y Chilca del Paleoceno se desarrollaron principalmente sobre el Bloque Cusco-Sicuani, en tanto que el Umbral Cusco-Puno parece controlar su extensión e impidió un avance mayor hacia la Cordillera Oriental. Los espesores de la formación Quilque, aumentan regionalmente hacia el SO. La falla de rumbo Uchuyqosqo que separa el Umbral Cusco-Puno del Bloque Cusco-Sicuani, controló la sedimentación del Grupo San Jerónimo durante el Eoceno; en efecto, los fuertes espesores del Grupo San Jerónimo que se observan al norte del sinclinal de Antaquilca indican una fuerte subsidencia durante la apertura de la cuenca entre 52 y 43 Ma

(Carlotto, 1998; Carlotto, 2006). Al sur del sinclinal mencionado, las discordancias estarían relacionadas con el prisma intercutáneo que se forma durante la tectónica compresiva que comienza en 43 Ma (Carlotto, 1998; Carlotto, 2006).

Para comprender mejor el mecanismo de génesis de la cuenca San Jerónimo, y en particular para entender las discordancias progresivas, se ha reconstituido un estado intermedio de la sección B-B’ con un acortamiento de 11 km (35% de la deformación total, Fig. 5b). Esto sugiere que la parte inferior del Grupo San Jerónimo (Formación Kayra) representa una serie ante-acortamiento depositada en el Eoceno inferior (52-43 Ma). La propagación del despegue que invirtió la falla Huanoquite-Accha ha inducido el crecimiento de un anticlinal de amortiguamiento intermedio al límite entre los bloques Anta y Cusco-Sicuani. Este pliegue ha estado sometido a la erosión, en tanto, la sedimentación resultante fosilizó la superficie de erosión separando las series ante y sin-acortamiento. De discordante, el dispositivo deviene concordante en la parte central de la depresión o sub-cuenca, que es el sinclinal de San Lorenzo, y de nuevo discordante sobre el lado nor-este, caracterizado por discordancias progresivas originadas en el Eoceno superior-Oligoceno inferior (43-30 Ma) durante la sedimentación de la parte superior del Grupo San Jerónimo (Formación Soncco). Los pliegues de amortiguamiento A y B, muestran geometrías similares pero las discordancias aparecen menos desarrolladas. Aunque la reconstrucción implica una 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 compresiva importante comenzó en 43 Ma (Carlotto, 1998; Carlotto, 2006). Este evento compresivo es posterior al evento transtensivo que causó la apertura de la cuenca San Jerónimo en el Eoceno inferior (52-43 Ma).

Bloque Anta

El Bloque Anta está separado del Bloque Cusco-Puno por la falla Huanoquite-Accha o el cabalgamiento Limatambo-Zurite. Está caracterizado por la presencia conglomerados y volcánicos de la Formación Anta (Eoceno superior-Oligoceno inferior) que sobreyacen en discordancia angular a la Formación Ferrobamba (Albiano-Turoniano) de la cuenca occidental mesozoica, a las formaciones Quilque-Chilca (Paleoceno) y a los intrusivos eocenos del batolito Andahuaylas-Yauri. Las estructuras

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superficiales son anticlinales y sinclinales con gran radio de curvatura que indican una deformación más intensa en la parte meridional y que se interpretan como pliegues de propagación de falla y pliegues de amortiguamiento involucrando una serie despegada al nivel del Paleozoico inferior. Se considera que la deformación de estas series sedimentarias es de tipo cobertura (thin skinned thrusting). La discordancia angular y la deformación que afecta la Formación Anta son debidas a la tectónica compresiva del Eoceno superior-Oligoceno inferior.

Sección B-B’ (Fig. 5)

La Formación Anta está deformada en anticlinales y sinclinales con gran radio de curvatura. Más al sur, esta unidad se halla en discordancia angular bajo una serie de conglomerados no datados, débilmente deformados. Estos conglomerados ocultan, más al sur, las relaciones entre el Bloque Anta y la Cordillera Occidental. En el Bloque Anta la tasa de acortamiento es escaso, solamente 13% (Lf: 13 km, Li: 15 km y R: 2 km), sin embargo, la discordancia angular bajo la Formación Anta oculta una parte de la deformación.

Sección C-C’ (Fig. 6)

Cerca del límite septentrional del Bloque Anta, el anticlinal de Ancahuasi se interpreta como un pliegue de flexión de falla, donde el nivel de despegue se sitúa en el Ordovícico. Más al sur, la Formación Anta está débilmente deformada por pliegues abiertos, pero siempre en discordancia angular sobre el Mesozoico y el Paleoceno.

Análisis cinemático

La propagación del despegue que ha invertido la falla Huanoquite-Accha, Sección B-B’ (Fig. 5) indujo el crecimiento de un anticlinal de amortiguamiento intermedio al límite entre los bloques Anta y Cusco-Sicuani. Las formaciones mesozoicas plegadas del Bloque Anta se sometieron a la erosión, mientras que la sedimentación que allí ocurrió representaba el re-lleno de cuencas piggy-back en la parte posterior de la falla Huanoquite-Accha y Limatambo-Zurite. El inicio de la apertura de la cuenca Anta es alrededor de 43 Ma y corresponde también al inicio de la tectónica eocena (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 una mejor interpretación y comparar los porcentajes de

acortamiento.


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 la región de Mañazo-Lagunillas.

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

La serie sedimentaria del borde nor-este de la cuenca occidental mesozoica está representada por lutitas negras y calizas del Grupo Lagunillas (Hettangiano-Sinemuriano), los silico-clásticos del Grupo Yura (Jurásico-Cretácico) y las calizas de la Formación Ferrobamba (Albiano-Turoniano). Todo este conjunto está deformado por sistemas de pliegues rectos cilíndricos o ligeramente inclinados con vergencia NE que se siguen sobre decenas de kilómetros. Los pliegues están, algunas veces, recortados por fallas inversas con débil desplazamiento. La parte meridional está recubierta por gruesas series volcánicas cenozoicas de la Formación Tacaza y el borde nor-este cortada por rocas intrusivas. Los contactos entre las series mesozoicas y los intrusivos corresponden a fallas que limitan los conglomerados de la Formación Anta, lo que sugiere que los intrusivos han sido favorecidos por estructuras importantes para emplazarse. En efecto, 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 granodioritas datas en anfíboles por K/Ar en 39.8 ± 1.5 Ma (Perelló et al., 2003). Estos datos indican una subida rápida de los intrusivos graníticos, al menos entre 43 y 39 Ma, lo que es confirmado por edades trazas de fisión (Perelló et al., 2003). Al frente del cabalgamiento se depositaron los conglomerados Anta entre 43 y 30 Ma. La longitud final de la sección (Lf) es de 78.4 km. La longitud desplegada o inicial (Li) es 86.4 km, lo que indica un acortamiento R de 8 km y una tasa de acortamiento del 9.2%. Este cálculo pone de manifiesto que a este nivel, la parte septentrional de la Cordillera Occidental presenta poca deformación, sin relación con aquélla que implica el espesor de la corteza que alcanza aquí 55 km espesor. En consecuencia, la falta de datos en profundidad y la importancia de las superficies ocupadas por las rocas intrusivas y volcánicas impiden controlar bien la geometría y el acortamiento de las estructuras.


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Sección de Curahuasi (Fig. 8)

La sección D-D’ de Curahuasi ha sido retomada de Ligarda (1989). Es de dirección norte-sur, y cruza el Altiplano (Umbral Cusco-Puno) y el Borde Norte de la Cordillera Occidental. En el Altiplano se observa un anticlinal de dirección E-O que involucra el Grupo Mitu (Permo-Triásico), la Formación Huancané (Neocomiano) y la base con yesos del Grupo Yuncaypata (Albiano?). Este conjunto se halla cabalgado por el Grupo Mitu, a través de la falla Abancay, estructura ONO-ESE con vergencia norte. Esta falla representa un antiguo accidente transcurrente que probablemente controló el emplazamiento del Grupo Mitu y la rotura del Umbral Cusco-Puno en bloques pequeños. La falla Racca Raccay que aparece más al sur, corresponde también a un accidente antiguo E-O que se junta, más al este con la falla Abancay. La falla Racca Raccay guarda relación con la subida hacia el norte de las series mesozoicas y se conecta sobre un nivel de despegue situado en las calizas y lutitas negras del Sinemuriano superior (Grupo Lagunillas), además de estar marcada en superficie por masas de yesos (Ligarda, 1989). La reactivación de estas dos fallas antiguas, Abancay y Racca Raccay, implica una tectónica de basamento. Más al sur, las estructuras son un sinclinal, y anticlinal que se pone delante del cabalgamiento de Curahuasi, el que tiene una dirección E-O y vergencia norte. Este cabalgamiento hace aflorar los gabros cumulats eocenos de la parte norte del batolito Andahuaylas-Yauri.

Para interpretar en profundidad la parte plegada situada delante del cabalgamiento de Curahuasi, se ha construido un sistema de dúplex con vergencia norte cuyos niveles de despegue se localizan en la base del Grupo Lagunillas (Jurásico) y en el techo del Grupo Yura (Cretácico). El orden de formación de los duplexes es del tipo out of sequence. El cálculo del acortamiento para el Borde Norte de la Cordillera Occidental es de aproximadamente 70 %. (Lf: 7 km. Li: 24 km R: 17 km). Los cabalgamientos resultarían de la inversión tectónica de fallas normales que han controlado el borde norte de la cuenca mesozoica, es decir la sedimentación del Grupo Lagunillas (Ligarda, 1989). Esta inversión parece haber comenzado alrededor de 43 Ma, ya que tonalitas datadas en 35.1 ± 3.1 Ma por K/Ar sobre hornblendas (Bonhomme & Carlier: en Carlotto, 1998), recortan los 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 sección estructural. En esta región afloran lutitas y calizas negras del Grupo Lagunillas de edad jurásica inferior a medio, depositadas en el borde norte de la cuenca occidental, y lutitas poco espesas del Jurásico terminal-Cretácico depositadas al límite con el Umbral Cusco-Puno. La estructura muestra una serie de escamas tectónicas de pliegues y cabalgamientos con vergencia N y NE resultante de una deformación polifásica y denominada sistema Mañazo-Lagunillas. El acortamiento calculado es de 40% (Jaillard & Santander, 1992). La zona de escamas de Mañazo-Lagunillas parece resultar de la inversión tectónica, durante la compresión andina, particularmente eocena, de estructuras antiguas que han controlado la paleogeografía mesozoica. El estilo de la deformación corresponde a una tectónica de cobertura (thin-skinned thrusting) con un nivel de despegue situado a la base del Grupo Lagunillas (Jaillard & Santander, 1992).

El sistema Mañazo-Lagunillas constituye una prolongación del sistema Huanoquite- Accha y ambos son parte del sistema de fallas Cusco-Lagunillas-Mañazo. En efecto, muestran un comportamiento similar permitiendo en 43 Ma, la separación de un antepaís al norte, y de cuencas piggy-back al sur del sistema. Así, al norte del sistema Cusco-Lagunillas-Mañazo se tienen las cuencas Soncco y Puno arenoso y 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-Este de la Cordillera Occidental por el cabalgamiento Cotabambas que lleva al afloramiento dioritas de 43 Ma y granodioritas de 39 Ma (Perelló et al., 2003). El contacto está fracturado y brechificado con presencia de yesos. Este bloque muestra una sucesión de anticlinales y de sinclinales interpretados como pliegues de propagación de una cobertura despegada en el Paleozoico inferior. Se ha calculado un 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 deformación es escasa por que parte de ella, se halla oculta bajo


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la discordancia angular eocena o tapados por los cuerpos intrusivos.

Bloque Cusco-Sicuani (Altiplano Occidental)

Sección de Cusco (Fig. 7)

Esta parte de la sección regional es muy similar a la que se observa en la sección A-A’ (Fig. 4). En la parte sur del bloque, la abundancia de yeso es interpretada como debida a la repetición de cabalgamientos que se conectan sobre un nivel de despegue común situado en la Formación Paucarbamba (Albiano?). El borde NE del bloque corresponde a la importante falla transcurrente Ucchuyqosqo 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 vulcanismo shoshonítico plio-cuaternario y la actividad sísmica actual. El acortamiento calculado a partir del modelo construido indica una tasa de 25% (Lf: 26 km, Li: 34 km, R: 8 km). En este cálculo no consideramos los desplazamientos posibles debidos a los cabalgamientos en los yesos.

Sección Sicuani-Puerto Primo (Fig. 9)

En la región de Sicuani, el bloque es más estrecho y se observa un sinclinal limitado al norte por la falla Marangani y al sur por la falla Yanaoca ó Pomacanchi-Langui. El sinclinal es cilíndrico con plano axial subvertical y su origen está relacionado con la deformación de la cuenca de capas rojas del Eoceno superior-Oligoceno inferior. No se dispone de controles para una interpretación en profundidad. A partir de la deformación del sinclinal y no considerando el efecto de las discordancias progresivas, se calculó una tasa de acortamiento de 24% (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. Los afloramientos paleozoicos coinciden con la zona donde se observan los cambios de facies y espesores de las series paleozoicas y cretácicas. Al sur, la falla de Marangani constituye el límite con el Bloque Cusco-Sicuani y pone en contacto la Formación Cabanillas (Devónico) y el Grupo San Jerónimo (Eoceno-Oligoceno). Esta falla controló durante el Eoceno 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 transcurrente y limitan los afloramientos del Paleozoico superior (Grupos Ambo, Tarma, Copacabana y Mitu). Estas fallas delimitan un sinclinal, recortan en escamas el Umbral Cusco Puno, y además muestran un juego reciente (Audebaud, 1967). La falla San Felipe parece haber controlado la sedimentación de la cuenca Putina durante el Cretácico y funcionó como cabalgamiento hacia el sur oeste durante la inversión tectónica 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 una ligera inclinación hacia el nor-este, al igual que los cabalgamientos. La construcción de la sección se ha efectuado considerando dos niveles de despegue, uno situado al interfaz Mitu-Paleozoico inferior y el otro, entre el conjunto Mitu-Jurásico y la Formación Huancané, es decir, las pelitas, calizas y a veces yesos de las formaciones Muni y Sipin. La deformación de la cuenca de Putina se interpreta como el resultado de una tectónica de cobertura. Los pliegues observados están ligados a los cabalgamientos con vergencia al SO que forman escamas en el conjunto Mitu-Jurásico a favor de la progresión del despegue al interfaz Mitu-Paleozoico inferior. La deformación se transmite en la parte superior de la pila sedimentaria y se propaga gracias al segundo nivel de despegue, desarrollando sinclinales, ellas mismas despegadas. Un tercer nivel de despegue aparece entre las formaciones Huancané del Neocomiano y Hanchipacha del Cretácico superior (Audebaud, 1967), pero su importancia es difícil de evaluar a causa de la deformación disarmónica gravitacional que muestran las calizas albianas y de la incompetencia de las formaciones Hanchipacha y Chilca. Teniendo en cuenta los dos niveles de despegue inferiores, el cálculo de la deformación da 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 vergencia SO. 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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SO y N-S, así como fallas de rumbo en la cobertura, se produce posteriormente.

Cordillera Oriental

Sección Cusco-Pongo de Coñec (Fig. 7)

El Borde Sur Oeste de la Cordillera Oriental muestra una estructura muy similar al observado sobre la sección B-B’ (Fig. 5). Presenta cabalgamientos con vergencia SO que involucra la repetición del Grupo Mitu y permite subir al afloramiento a la Formación Paucartambo (Siluro-Devónico). Los cabalgamientos se interpretan como antiguas fallas normales que controlaron la sedimentación del Grupo Mitu en el Permo-Triásico. Más al nor-este, los bloques pequeños son cabalgados por un bloque del Ordovícico (formaciones San José, Sandia y San Gabán). El cabalgamiento de Totora es la estructura principal, muestra una vergencia hacia el SO y afecta el substrato e induce cerca de la superficie un retrocabalgamiento hacia el NE. Esta falla muestra también un componente de rumbo. Las series paleozoicas de la parte intermedia y axial de la cordillera se encuentran levantadas con relación a los bordes. Una falla normal que estaría vinculada a la respuesta isostática de levantamiento, afecta al conjunto. En esta parte también existen cabalgamientos con vergencia SO que afectan al basamento y representan antiguas fallas normales que han controlado la sedimentación Ordovícica, ya que esta presenta importantes variaciones de espesor. Finalmente, en la parte más oriental y en el paso a la Zona Subandina se observan cabalgamientos con vergencia NE que también afectan al basamento. La Cordillera Oriental es interpretada como el resultado de la inversión tectónica del rift Permo-Triásico, lo que implica una deformación del basamento. Esta inversión estaría en relación con la subducción continental del escudo brasileño bajo la Cordillera Oriental, probablemente a partir del Eoceno (Carlotto, 1998). Los cabalgamientos con vergencia SO en el borde sur-oeste de la cordillera se interpretan como retrocabalgamientos asociados a esta subducción. La deformación calculada para la Cordillera Oriental, revela una tasa de acortamiento del 20% (Lf = 77.5 km, Li = 97.5 km y R = 20 km).


A lo largo de esta sección la Cordillera Oriental supera los 5000 m de altitud. Se la puede subdividir en dos partes, una al sur oeste, con afloramientos de Paleozoico inferior y superior, y otra, al nor-este con afloramientos de rocas muy antiguas,

probablemente Cámbricas ó Precámbricas. En la parte sur oeste, los afloramientos poco espesos de los grupos Copacabana y Mitu permite construir duplexes en profundidad, con despegues al interfaz Paleozoico inferior-Cámbrico? y en el Pérmico inferior (Grupo Copacabana). Las estructuras tienen una vergencia SO. Más al norte, los cabalgamientos de Sibinacocha y Ocongate, con vergencia SO, afectan al zócalo. Esta tectónica de zócalo es sin duda responsable de la deformación de la cobertura en el borde sur oeste de la cordillera y de la cuenca de Putina. Así, el primer anticlinal de rampa del dúplex deforma las series de la cuenca Putina. Los cabalgamientos de Sibinacocha y Ocongate parecen haber controlado el magmatismo peraluminoso que comienza a establecerse a partir del Oligoceno. En las partes media y nor-este de la cordillera aparecen el sinclinal de Marcapata y el anticlinorio del complejo de Iscaybamba que cabalga hacia el NE sobre la Zona Subandina a través de la falla de Quincemil. Corresponde a una estructura de zócalo que hizo salir el substrato cámbrico? a la superficie. El sinclinal de Marcapata presenta afloramientos ordovícicos, lo que indica que, allí también, el substrato está levantado. El complejo metamórfico de Iscaybamba comporta un conjunto vulcano-sedimentario y magmático de grauwacas, gneis y anfibolitas. Se le considera de edad ante ordovícica, y probablemente precámbrica (Laubacher et al., 1985) o más seguramente Cámbrico, por sus relaciones de terreno. Los cabalgamientos con vergencia SO son interpretados como retrocabalgamentos ligados a la subducción continental del escudo brasileño. La deformación calculada para el Cordillera Oriental indica una tasa de acortamiento mínimo de 18% (Lf = 90 km, Li = 110 km, R = 20 km).

Zona Subandina

La Zona Subandina marca el límite entre la Cordillera Oriental situada al sur oeste y la cuenca de antespaís amazónico (cuenca Madre de Dios) que se extiende hacia el nor-este. Está constituida por el sistema de escamas subandinas que forman una zona de terrenos plegados y fallados (thrust and fold belt) con vergencia NE. Las secciones regionales han sido construidas a partir de datos de campo, la fotointerpretación, más algunos informes publicados por PetroPerú y Mathalone & Montoya (1995). Actualmente, existen muchas interpretaciones, pero igualmente sin información sísmica.

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

La zona del Pongo de Coñec forma el flanco


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occidental plegado y cabalgado de la cuenca Madre de Dios. El corte estratigráfico muestra series que van del Paleozoico inferior al Cenozoico. En la parte sur oeste de la Zona Subandina y al límite con la Cordillera Oriental, las rocas del Paleozoico inferior y del Mesozoico están afectadas por cabalgamientos con vergencia NE, interpretadas como fallas inversas profundas que afectan al zócalo. Estos cabalgamientos desarrollan pliegues de propagación. Al nor-este, se observa una depresión de antepaís rellenada por una potente serie cenozoica con las formaciones Huayabamba e Ipururo que tienen más de 5000 m de espesor. Más al este, el frente de cabalgamiento forma un anticlinal de rampa. El cabalgamiento provoca un despegue en el Paleozoico inferior, para llegar a superficie y afectar terrenos cada vez más recientes hacia el este, donde las series sedimentarias sufren igualmente una reducción de espesores en esta dirección. La Zona Subandina de Cusco muestran un ancho inicial (Lf) de cerca de 40 km y una tasa de acortamiento del 33% (R: 20 km), para una anchura inicial (Li) de 60 km. Estos valores son pequeños en relación con los observados en la Zona Subandina en Bolivia donde se ha interpretado con la ayuda de secciones sísmicas.


La Zona Subandina está limitada al sur oeste por el cabalgamiento de Quincemil extendiéndose hacia el nor-este, sobre un ancho de 34 km. La diferencia principal con el Pongo de Coñec reside en la ausencia del Paleozoico superior (Grupos Ambo, Tarma y Copacabana), puesto que aquí el Cretácico descansa en discordancia directamente sobre el Paleozoico inferior. 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 Madre de Dios. La Zona Subandina se caracteriza por un conjunto de cabalgamientos y pliegues de flexión con vergencia NE. Los cabalgamientos afectan al substrato y pasan a superficies de despegue en la base del Paleozoico inferior y afectan a terrenos cada vez más recientes hacia el este, mostrando una secuencia de aparición normal. La Zona Subandina en la región de Quincemil, tiene una tasa de acortamiento 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 Dios

El 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 manifiesto que las unidades del Paleozoico Mesozoico y Cenozoico se biselan hacia el este, es decir hacia el escudo brasileño. Los sedimentos fluviales neógenos forman también un bisel hacia el este y muestran deformaciones poco importantes, aunque cerca de Puerto Primo existen pliegues y fallas de dirección NO-SE con un eje de acortamiento NE-SO, así como fallas transcurrentes sinestrales que controlan la evolución del río Las Piedras (Carlotto et al., 1998). El Pérmico inferior (Grupo Copacabana) no aflora en la parte occidental de la cuenca Madre de Dios, pero si aparece en las partes central y oriental, constituyendo un bisel y traduciendo una erosión previa a los depósitos cretáceos.

Sección transversal de los Andes del Sur del Perú

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

Los datos geológicos

El Ante Arco

El Ante Arco se extiende desde la fosa hasta el arco magmático y tiene una extensión promedio de 300 km. Puede ser dividido en talud inferior y medio, talud superior, umbral (Cordillera de la Costa) y plataforma continental. El talud inferior y medio están casi exento de sedimentos. El talud superior tiene un relieve mas regular e incluye la cuenca de arco externo de Camana e interno de Moquegua. La plataforma continental forma el substrato de las cuencas Moquegua y Pisco, estas con relleno del Eoceno-Plioceno. El límite entre la plataforma y la Cordillera Occidental está marcado por una fuerte pendiente donde se pasa rápidamente de algunos cientos de metros a 3000 m. El Ante Arco está caracterizado por vastos pliegues isópacos y fallas a nivel del zócalo con poco desplazamiento, por lo que se ha considerado un acortamiento mínimo de 5%.

Cordillera Occidental

Es un conjunto morfológico bien individualizado que forma una línea de crestas que superan los 5000 msnm. Aquí afloran rocas sedimentarias mesozoicas de la cuenca Arequipa y volcánicos cenozoicos. Los afloramientos mesozoicos de la parte occidental de la cordillera son recortados por el Batolito de la Costa de edad Cretácica. En la Cordillera Occidental la

Víctor Carlotto


deformación andina es la más antigua y se manifiesta de manera más intensa. En efecto, a nivel de Arequipa se tiene el cabalgamiento Cincha-Lluta (Vicente et al., 1989). Se trata de un gran corrimiento de dirección NO-SE visible sobre cerca de 300 km de longitud implicando el substrato precámbrico, con un desplazamiento de al menos 25 km (Fig. 10). Caracteriza una tectónica tangencial con vergencia NE, vinculado al evento tectónico del Campaniano superior (Vicente, 1989; Jaillard, 1994). A partir de los datos de Vicente (1989) se ha efectuado un cálculo del acortamiento de 30 km, para una distancia Lf de 20 km y Li de 50 km, lo que da una tasa de 60 %.


La sección de Cusco-Pongo de Coñec (Fig. 7) ilustra las características de la deformación de esta zona que presenta una tasa de acortamiento del 9.2%. El cálculo tiene por resultado que a nivel de la sección, la parte septentrional de la Cordillera Occidental muestra una escasa deformación, aunque, como se dijo más arriba, la corteza es aquí gruesa con mas de 55 km. Sin embargo, en la sección de Curahuasi (Fig. 8) se pone en evidencia una deformación importante con una tasa de acortamiento de alrededor 70% y en la sección de Mañazo con una tasa del 40%. Es posible, que en la sección de Cusco-Pongo de Coñec, el intrusivo de Cotabambas oculte una parte importante de la deformación del borde septentrional de la Cordillera Occidental.

El Altiplano

El Altiplano de la región de Cusco está subdividido en Altiplano Occidental o Bloque Cusco-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 y depositadas durante el Eoceno inferior en relación a fallas de rumbo. La deformación comienza en el Eoceno superior y forma estructuras que pueden interpretarse como el resultado de pliegues de amortiguamiento y pliegues de propagación de falla con vergencia norte, con un nivel de despegue en el Paleozoico inferior y otro en el Cretácico. El acortamiento calculado en las secciones A-A’ y B-B’ varía de 35 a 44% (Figs. 4 y 5), a 24% en la sección de Cusco (Fig. 7). El Umbral Cusco-Puno s.s. es un estrecho corredor cuya deformación es mínima ya que se comporta como una zona rígida en relación a las deformaciones tangenciales, reaccionando principalmente como una zona de transcurrencia.

La cuenca Putina se caracteriza por la presencia de estructuras imbricadas con vergencia SO, donde se pueden encontrar dos niveles de despegue importantes, uno al interfaz Paleozoico inferior-Mitu y otro al interfaz Mitu-Huancané, donde el acortamiento mínimo calculado es de 31%.

La Cordillera Oriental

La Cordillera Oriental puede ser dividida en 3 sectores, el borde sur oeste, la parte central y el borde nor-este. En Cusco, el borde sur oeste es una zona marcada por cabalgamientos con vergencia SO que afecta al zócalo e interpretado como el resultado de la inversión tectónica eocena del rift Mitu (Permo-Triásico). En Sicuani, el límite meridional corresponde a cabalgamientos con vergencia SO que afecta la cobertura. Aquí se forman duplexes, con despegues en el Paleozoico inferior-Cámbrico? y en el Pérmico inferior (Grupo Copacabana). En Cusco, la parte axial de la cordillera se encuentra levantada por comparación a los bordes. En Sicuani, las partes central y nor-este de la cordillera corresponden al sinclinorio de Marcapata y al anticlinorio de Iscaybamba (Cámbrico?). Este último cabalga hacia el NE sobre la Zona Subandina. En conclusión, la parte nor-este de la Cordillera Oriental corresponde a un sistema de cabalgamientos con vergencia NE que afecta el zócalo. Se trataría de antiguas fallas normales que habrían controlado la sedimentación del Ordovícico. La tasa de acortamiento calculada es de 20% sobre la transversal de Cusco y 18% sobre la de Sicuani (Figs. 7 y 9). Sin embargo, si se considera a la cuenca Putina como una parte de la Cordillera Oriental, la tasa de acortamiento de la región Sicuani deviene 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 la transversal de Cusco y de 34% sobre la de Sicuani (Figs. 7 y 9). El sistema de escamas subandinas representa el frente más externo de la deformación andina. Se atribuye a la tectónica del Mioceno (6-7 Ma) lo esencial del emplazamiento de las escamas. En la región estudiada, la Zona Subandina es estrecha, e incluso admitiendo que representa la aparición de un cizallamiento cortical antitético de la subducción oceánica actual, da prueba de un acortamiento relativamente escaso, solo considerando los datos de superficie. Igualmente, si las series cenozoicas afectadas 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) y que el acortamiento principal se produjo durante el Mioceno superior.

Los datos geofísicos

Para el sur de Perú, los primeros estudios geofísicos basados en la sísmica refracción, la gravimetría y la dispersión de las ondas de superficie, ponen en evidencia una fuerte variación del espesor de la corteza (Hayes, 1966; Deza, 1971; James, 1971; Ocola & Meyer, 1973, Fig. 11). Esta varía de 35 km bajo la costa, a más 70 km bajo la Cordillera Occidental 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 definir mejor las estructuras de la margen continental y la zona costera (Fig. 12). Parece que la margen ha sido el sitio de erosión tectónica, al menos durante algunos períodos (Grange, 1983). Esta hipótesis es coherente con las observaciones de James (1971) que pone en evidencia el enriquecimiento de los magmas andinos en elementos trazas de origen siálico por una contribución de material cortical. Sobre la margen continental, Couch et al. (1981) muestran que existen rocas de densidad 2.20 gr/cm3 que probablemente son del Paleozoico y constituyen el substrato de la cuenca Camaná, la que está rellenada con sedimentos cenozoicos de densidad 1.80 gr/cm3. El zócalo continental cristalino de densidad 2.75 gr/cm3 está siempre presente a más de 50 km frente a la costa y aflora sobre esta, formando el Macizo de Arequipa.

Ocola & Meyer (1973) propusieron una síntesis sobre una transversal en el sur de Perú (Fig. 11). Las experiencias de sísmica refracción ponen en evidencia una discontinuidad entre una corteza superior (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 manto superior están mejor determinadas por la dispersión de las ondas de superficie (James, 1971). En efecto, dicho estudio pone en evidencia que el Moho bajo la Cordillera Occidental y el Altiplano está a 70 km de profundidad. Cerca de Arequipa, Ocola & Meyer (1973) muestran una capa sedimentaria y metamórfica con un espesor aproximado de 7 km (bajo el nivel 0 m) que disminuye hacia el este y corresponde a la capa de densidad 2.70 gr/cm3 pudiendo pertenecer a la cuenca de Arequipa. Los estudios de Cunningham et al. (1986) basados sobre la velocidad de las ondas P y S (modelos tridimensionales) indican la existencia de una raíz

cortical de alrededor 40 km bajo la costa y de 70 km bajo la Cordillera Occidental. El paso entre los dos ámbitos es brusco. Los datos gravimétricos de Fukao et al. (1989) sugieren que el espesor de la corteza 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 entre Marcapata y Quincemil, al límite entre la Cordillera Oriental y la Zona Subandina se produce un cambio brusco del espesor de la corteza, que pasa de 50 a 40 km. Este cambio puede estar relacionado con la subducción continental del escudo brasileño bajo la Cordillera Oriental. Por último, estos datos muestran una disminución de espesor, hacia el este, de las series sedimentarias de la cuenca Madre de Dios.

En conclusión, la característica principal de la estructura de la litosfera continental tiende a fuertes y rápidas variaciones de espesor de la corteza, la que se traducen en una enorme profundidad alcanzada por el Moho. Así, la corteza es gruesa con 35 ó 40 km bajo la costa, cerca de 70 km bajo la Cordillera Occidental y el Altiplano, se reduce hacia la Cordillera Oriental donde tiene 50 km, y pasa de manera abrupta, entre Marcapata y Quincemil, al escudo brasileño alcanzando 35 km.

Los datos sísmicos

Un estudio de la actividad sísmica superficial intracontinental fue realizado por Grange (1983) y Grange et al. (1984). Los resultados están de acuerdo con las observaciones geológicas. Así pues, sobre el continente, se registra, a distancias situadas entre 60 y 100 km de la costa, un conjunto muy numeroso de pequeños eventos localizados entre 10 y 40 km de profundidad (Grange, 1983). Los sismos se concentran a lo largo de fallas paralelas a la cadena. Estas fallas constituyen una zona de accidente mayor que se puede seguir al menos entre 18 y 15º S, representado un dominio de relativa fragilidad reactivado por los eventos de compresión y que facilita las intrusiones magmáticas. Parece aislar un bloque costero donde aflora ampliamente el zócalo rígido precámbrico y el batolito (Grange, 1983). El cabalgamiento Cincha-Lluta, que hace descansar el zócalo precámbrico sobre las series sedimentarias mesozoicas, se localiza también en proximidad de zona de sismicidad de Grange (1983). Sin embargo, este es casi horizontal y antiguo (Cretáceo superior) y está recortado por los intrusivos y no desempeñaría ningún papel en la tectónica reciente o actual (Vicente, 1989). En cambio, se observa no lejos de allí, sobre la vertiente

Víctor Carlotto


pacífica, fallas muy recientes (Mégard: en Grange, 1983). Esta sismicidad traduciría una profundización de los accidentes descritos por Vicente (1989), es decir con un buzamiento de 45º hacia el SO. Así la actividad tectónica cortical intracontinental afecta casi exclusivamente un bloque precámbrico recortado por plutones mesozoicos-cenozoicos y parece bien guiada por el accidente estructural

situado cerca de la costa. Los mecanismos focales son en conjunto coherentes con un acortamiento de dirección E-O y NE-SO en las estructuras corticales profundas, las que se localizan sobre fallas inversas y 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 alcanzan la superficie al nivel del cabalgamiento Cincha-Lluta. Estos son interpretados como resultantes del cabalgamiento del macizo de Arequipa sobre la Cordillera Occidental. Los movimientos sobre el plano de la falla revelan juegos inversos y de rumbo (Cunningham et al., 1986). Mas al NE, Grange (1983) menciona cerca de la estación de Chonta (15˚ 08’ y 71˚ 47’) un grupo muy aislado, y especialmente concentrado, de acontecimientos sísmicos. Éstos son numerosos y de magnitud que varía de 1 a 3.5 y están localizados entre 0 y 20 km de profundidad, pero mal estudiados debido a la escasez de estaciones cercanas (Grange, 1983). La mayoría de las lecturas fiables de los primeros movimientos indican compresión (Grange, 1983). Estos eventos presentan las características de sismos muy superficiales aunque ningún accidente geológico particular es conocido en este lugar donde la cobertura volcánica es importante, a excepción de alineamientos NO-SE que se reconoce en el mapa geológico 1/100,000 de INGEMMET. Grange (1983) da, sin embargo, una interpretación tectónica de falla normal debido a la extensión N-S, que afecta a los altos Andes, y se debería a la compresión E-O. En los Andes Centrales la mayoría de los sismos tratados por este autor están localizados en la transición de la Cordillera Oriental y la Zona Subandina. Estas indican una compresión general E-O que causa el juego de fallas con buzamiento al oeste. Las profundidades de 16 a 38 km ponen de manifiesto 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 ACORTAMIENTO PARA LOS ANDES SUR DEL PERÚ: RESULTADOS E INTERPRETACIONES

Diversos métodos permiten intentar una evaluación del acortamiento registrado por la cadena de los Andes en el Perú Central. A partir de los datos geofísicos se pueden obtener el espesor de la corteza (Figs. 11 y 12). No obstante, para los Andes, la incertidumbre sobre los datos sísmicos y gravimétricos no permite elegir entre dos modelos extremos, el primero considerando un espesor mínimo y el segundo un espesor máximo. Sin embargo, para fines prácticos consideramos un espesor medio que se traduce en una superficie media que es de 26,151 km2 (Fig. 13). Para calcular el acortamiento en los Andes sur del Perú, a partir de

los datos estructurales de terreno, se ha valorado las tasas de acortamiento para cada dominio estructural (Fig. 10). Para evaluar el acortamiento cortical, se ha utilizado el método de las superficies admitiendo una corteza continental con espesor original promedio de 30 km.

En la Zona Subandina de Quincemil el acortamiento alcanza un porcentaje de 34% (R: 18 km, Lf: 34 km, Li: 52 km) y en la de Cusco de 33% (R: 19 km, Lf: 40 km, Li: 60 km). La deformación calculada para la Cordillera Oriental muestra un porcentaje de acortamiento de 20% para la región de Cusco (R: 20 km, Lf: 77.5 km, Li: 97.5 km) y de 18% para Sicuani (R: 20 km, Lf: 90 km, Li: 110 km). 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: 26 km, Li: 34 km), 35% (R: 25km, Lf: 46 km, Li: 71 km), o 44% (R: 29 km, Lf: 36 km, Li: 65 km). En el Bloque Anta el porcentaje es escaso, solamente de 13% (R: 2 km, Lf: 13 km, Li: 15 km) o 14% (R: 5 km, Lf: 30 km, Li: 35 km). En la Cordillera Occidental 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 un acortamiento escaso de 9.2% (8 km, Lf: 78.4 km, Li: 86.4km). Sin embargo, en Curahuasi el cálculo muestra, 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 Tomas los afloramientos de las rocas volcánicas impiden conocer la estructura de la Cordillera Occidental. Para esta zona se ha estimado un acortamiento medio de 35% (R: 62 km, Lf: 116 km, Li: 178) que es la media entre la zona del cabalgamiento Cincha-Lluta (60%) y el borde NE de la cordillera (~10%). Para la zona de Ante Arco se ha considerado un porcentaje de acortamientos mínimo de 5%.

A partir de estos valores se obtienen unos acortamientos mínimos de R: 158 km (Lf: 482.9 km, Li: 640.9 km) lo que da, con una corteza media de 30 km, una superficie S1 de 19,227 km2 (Fig. 14). Si se considera un acortamiento del 35% para el Borde Nor-Este de la Cordillera Occidental y el Bloque Anta, el acortamiento total es de R: 203 km (Lf: 482.9 km, Li: 685.9 km) dando una superficie S2 de 20,577 km2 (Fig. 13). Estos resultados indican que los valores de acortamiento calculados no son suficientes para producir el engrosamiento cortical.

Víctor Carlotto


Figura 13.- Superficies de la corteza obtenidas en sección a partir de los datos geofísicos. Smin: superficie conside-rando un espesor mínimo; Smax: superficie considerando un espesor máximo; Smed: superficie considerando un

espesor medio.

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

Como vimos más arriba, gran parte de la Cordillera Occidental está recubierta por rocas volcánicas o recortada por intrusivos, sin embargo allí donde no es el caso, como en Mañazo y Curahuasi la deformación es bastante importante. A partir de estas observaciones se puede considerar un porcentaje de acortamiento de 50% a 60% para el conjunto de la Cordillera Occidental. Con un 50% de tasa de acortamiento, la superficie 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 el conjunto de la Cordillera Occidental, incluyendo el Bloque Anta, la superficie obtenida S4 es de 27,075 km2 (Fig. 13) que si puede explicar el engrosamiento cortical.

En consecuencia y según los cálculos, dos hipótesis han sido consideradas. La primera muestra que los valores de acortamiento obtenidos a partir

de los datos geológicos de superficie, no bastan para producir el engrosamiento cortical puesto en evidencia por la geofísica. Para explicar este exceso de volumen, Schmitz (1994) propone sub-cabalgamientos de material continental que procede de la subducción (underplating). Para el sur del Perú se plantea que la contribución de pedazos litosféricos como efecto de la erosión tectónica, quizá fue la causa de este engrosamiento cortical. La segunda hipótesis supone que el engrosamiento de la corteza es enteramente debido al acortamiento, pero la deformación en superficie solo se expresa bien en algunos lugares como en Cincha-Lluta, Curahuasi, Mañazo, etc.

AGRADECIMIENTOSEl trabajo presentado es el resultado de una parte

de la tesis doctoral del autor. Los agradecimientos son para Etienne Jaillard, Georges Mascle, Gabriel Carlier y Patrice Baby. Carlos Ángeles hizo la

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Víctor Carlotto

revisión y aportes que mejoraron el presente artículo, José Cárdenas realizó las correcciones y puso a punto el texto, al igual que José Machare, a los tres, un reconocimiento. No puedo olvidar a las personas

que ayudaron en los dibujos, Luis Cerpa, Harmuth Acosta y a Giovanna Alfaro por la digitalización del mapa geológico.

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DEFORMACION Y ACORTAMIENTO ANDINO

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