Tectonica andina y su componente cizallante

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ORBASA 1 EAPIG-UNC
TECTÓNICA ANDINA Y SU COMPONENTE CIZALLANTE
Alusivo al norte del Perú
Orlando Bazán Santa cruz
Universidad Nacional de Cajamarca, Av. Atahualpa 1050, Cajamarca
obazans@unc.edu.pe
INTRODUCCIÓN
La Cordillera de los Andes es una mega
morfoestructura que se extiende paralela al borde
Oeste de la placa Sudamericana con una extensión
de 7000 km. y con alturas de hasta 6000 msnm. En
el Perú, la Cordillera de los Andes se presenta bien
definida, con una orientación NW-SE; sin embargo
es notoria la presencia de dos deflexiones
importantes, coincidentes con los cerros de Illescas
en el norte y península de Paracas en el sur, a la
altura de 6° Sur, la deflexión de Huancabamba
cambia la orientación de la cordillera a NE-SW y a
los 14° Sur, la deflexión de Abancay cambia la
orientación de la cordillera a WNW - ESE. Además
de éstas existen otras deflexiones, la deflexión de
Cajamarca (7° 30’ S) y la deflexión de Arica – Santa
Cruz (18°). Transversalmente, la Cordillera Andina
presenta diversas unidades morfoestructurales
(Costa, Cordillera Occidental, Altiplano, Cordillera
Oriental y zona Subandina) y su ancho oscila entre
250 km. en la región Norte y Centro de Perú hasta
500 km. en la frontera entre Perú, Chile y Bolivia
(Marocco, 1980; Bernard Dalmayrac, 1988; Tavera y
Buforn).
El origen de los Andes es una consecuencia de la
actividad tectónica, producto de la subducción de la
placa oceánica de Nazca bajo la placa continental
de Sudamérica (Dewey y Bird, 1970; James, 1971).
Esta es la primera observación que debemos tener
en cuenta, la subducción de placas no es más que
el producto de la convergencia de dos placas una
con mayor densidad (en este caso la placa
oceánica) y una con menor densidad (la placa
continental), por lo general se asocia el límite
convergente de placas a una zona de compresión,
si hablamos de compresión debemos imaginarnos
dos bloques que viajan en la misma dirección y en
sentidos opuestos uno hacia el otro generando un
esfuerzo principal capaz de plegar y fallar formando
estructuras perpendiculares a esa dirección. Para
nuestro caso la dirección referida sería SW-NE, que
forma estructuras con dirección NW-SE, que es la
orientación preferente de la Cordillera, entonces
cabe preguntarse ¿Cómo se formaron las
deflexiones de Huancabamba, Abancay, Cajamarca
y Arica? Es necesario suponer que no existe sólo
una compresión, a menos que las mencionadas
deflexiones se hayan formado antes de la Cordillera
de los Andes y ésta sólo se adaptó a las estructuras
preformadas.
Si observemos estructuras más locales, por
ejemplo, si realizamos un cartografiado geológico en
un área de la región de Cajamarca encontramos un
conjunto de pliegues de rocas cretácicas que se
orientan con rumbo Andino, cortados por fallas
inversas con el mismo rumbo, suponemos que estas
estructuras se formaron por los mismos esfuerzos y
al mismo tiempo que se iba formando la Cordillera
de los Andes, puesto que para su formación es
necesario esfuerzos compresivos con dirección
transandina, y éstos serían los de la convergencia
de placas; pero además estas fallas posen una
componente de desplazamiento horizontal como la
falla Cajamarca y la falla Punre, pero también se
encuentran otras fallas transcurrentes con
orientación transandina, la formación de éstas se
puede atribuir a la diferente litología, y su diferente
respuesta a los esfuerzos generando zonas de
cizalla pero según Woodcock y Shubert, 1994 las
fallas de rumbo son, por lo general, de alto ángulo y
la estratificación de bajo ángulo, por lo que las
anisotropías de la roca son menos condicionantes
de la estructura. Por lo que es necesario considerar
una componente de cizalla o una cupla de
esfuerzos.

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ORBASA 2 EAPIG-UNC
Este trabajo es una investigación bibliográfica en la
que se ha recopilado más de un ciento de
investigaciones y publicaciones de carácter local,
nacional e internacional, algunas de las cuales
están citadas en las Referencias Bibliográficas, con
la pretensión de explicar la componente de cizalla
que se ha producido en la evolución de la Cordillera
de los Andes y su implicancia en la presencia de
estructuras de rumbo transandino en el norte del
Perú. Para lo cual intentaremos explicar la dinámica
de la placa de Nazca a lo largo del tiempo, puesto
que es la principal causante de la formación de la
cordillera de los Andes, así mismo la evolución de la
Tectónica Andina en sus diferentes episodios
“compresivos”, luego intentaremos comprender la
formación de la deflexión de Huancabamba y su
influencia en la evolución de la Cuenca de
Lancones; para finalmente detenernos a explicar la
evolución del Frente Andino Oriental que nos
ayudará a comprender la componente cizallante de
la Tectónica Andina.
DINÁMICA DE LA PLACA DE NAZCA
Las rocas más antiguas que se encuentran en
el territorio peruano corresponden a los períodos
Precámbricos, como remanentes de antiguas
cordilleras, cuya historia, para los investigadores, le
es difícil de descifrar pues se ha perdido información
geológica. En aquellos tiempos pretéritos el
Continente Sudamericano, formaba con África,
Oceanía, India y la Antártida, el Continente
Gondwana, el mismo que fue parte de otro
continente aún mayor denominado Pangea que
abarcaba un 40% de corteza terrestre bañada por el
único océano llamado Panthalasa, que
probablemente se rompió en el periodo Permo-
triásco. Esta ruptura separa hacia el Norte el
Continente de Laurasia y al Sur el Continente de
Gondwana, emplazándose entre ellos el mar de
Thetis. En Gondwana, la separación de América del
Sur de Africa, se produce entre el Jurásico-
Cretácico (Cretácico inferior), dando lugar a la
apertura del Atlántico Sur y a la deriva de
Sudamérica hacia el Oeste.
Para ese entonces la placa de Nazca aun no existía;
basándose en las anomalías magnéticas registradas
dentro de la placa del Pacífico, los científicos han
explicado el crecimiento de ésta, desde un núcleo
pequeño hasta su tamaño actual, gracias al
movimiento de al menos tres antiguas placas
Izanagi, Farallón y Phoenix (Aluk) siempre
alejándose de la placa Pacífico durante el Cretáceo
(Figura 1)
Figura 1. Configuración de las placas para
121 Ma (figura modificada de Atwater, 1989)
A inicios del Cenozoico 60 Ma entre las placas
Pacífico y América Norte y Sur existía la placa
farallón que se consumía subduciendo debajo del
continente americano, mostrando una rotura gradual
en pequeñas placas que se desaparecían y
colapsaban en las zonas de subducción, esta rotura
empieza a darse en el Oligoceno (30 Ma) (Atwater,
1989) dando origen a la placa de Vancouver (la
futura placa Juan de Fuca) al norte de las fracturas
de Pioneer y Mendocino (después Murray), la Placa
Guadalupe al sur de la fractura de Murray y la placa
Nazca en el sur, donde la dorsal de galápagos
empieza a actuar sobre los 25 Ma (Hey, 1977;
Handschumacher, 1976).
Durante el Neógeno y Cuaternario las placas
sufrieron reorganizaciones así entre el 12.5 – 11
Ma (Mioceno medio) el segmento entero entre
29°30’N y 23°30’N de la dorsal Pacífico-Guadalupe
desaparece al intersectar la zona de subducción. En
el sur la dorsal siguió activa girando en el sentido
horario creando una ancestral dorsal Pacífico Este
reemplazando a la dorsal Pacífico-Guadalupe. La
ahora reducida placa de Guadalupe evolucionó en
dos: Rivera y Cocos (Figura 3), la nueva dorsal

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ORBASA 3 EAPIG-UNC
Pacífico-Rivera giró del NW al NE y la dorsal
Pacífico Cocos se volvió activa sobre los 11 Ma
(Atwater, 1989) después de éste periodo muere la
dorsal Galápagos.
Figura 2. Configuración de las placas para 65 MA y 37 MA
Figura 3. Configuración de las placas para 25 MA y 11 MA
Por su parte la placa de Nazca se subdividió en las
últimas reorganizaciones producidas en el
Pleistoceno (Churchill Vela, 2009) formando tres
bloques independientes (Figura 5), el bloque Nazca
Sur se ubica frente a las Costas del Sur del Perú y
todo el territorio Chileno, al Sur de la Falla de
Paracas. Se extiende con los mismos límites del
extremo sur de la pretérita Placa de Nazca,
desciende en subducción por debajo del Bloque
Continental Sur Perú-Chile. El bloque Nazca Centro
se ubica frente a la Costa Centro-Norte del Perú.
Está limitada entre la Falla de Paracas (Falla de
Pisco) y la Falla del Golfo de Guayaquil. Este bloque
a su vez está conformado por los subbloques de
Lima y Trujillo divididos por la Falla Activa de
Mendaña. Y el bloque Nazaca Norte que se ubica
frente a las Costas del Ecuador y Centro-América, al
norte de la Falla del Golfo de Guayaquil.
Figura 4. Estructuras de América del Sur.
Figura 5. Macro estructuras de los andes centrales
del Perú y Placa de Nazca (Churchill Vela, 2008)
El trabajo realizado por Federico Pardo-Casas y
Peter Molnar en 1987 muestra que entre las
anomalías 30-31(68.5 Ma) y 21 (49.5 Ma) la placa
de Nazca (Farallón en ese entonces) parece haber
rotado sobre un polo al sur de Sudamérica tanto que
convergía con Sudamérica en el norte pero no en el
sur. Esta convergencia no era tan rápida, y en la
parte central de los Andes puede haber existido una
gran componente de desplazamiento transcurrente

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ORBASA 4 EAPIG-UNC
(cizallante) dextral, por lo que se consideraría una
convergencia oblicua (N65ºE- N85ºE). Después de
la anomalía 21 los cambios en la dirección relativa
de convergencia eran pequeños hasta la anomalía
13 (35.58 Ma) donde se produce un giro horario
hasta la anomalía 6, produciendo una convergencia
oblicua (S75ºE- S80ºE) provocando en los Andes
Centrales una componente cizallante sinestral.
Luego se da un giro antihorario a partir del cual la
dirección de convergencia (N75ºE) se mantiene
uniforme hasta la fecha.
Según Pardo-Casas y Molnar, el ratio de
convergencia entre las placas de Nazca y
Sudamérica no era constante, a la altura de Perú la
convergencia fue más rápida sobre los 50 y 42 Ma,
entre las anomalías 21 y 18, y a lo mejor por unos
pocos millones de años antes y después de este
intervalo. Los ratios llegaron a 164 ± 65 mm/a en el
Ecuador y 154 ± 58 mm/a a 10°S. El ratio de
convergencia promedio antes de los 20 Ma fue
relativamente bajo, sólo 55 ± 28 mm/a a 10°S y
decreciendo hacia el sur a lo largo de los Andes. El
ratio de convergencia entre lo 36 y 26 Ma también
fue relativamente bajo 50 ± 30 mm/a a 10°S en Perú
y 35 ± 25 mm/a a 40°S en Chile. Desde 26 Ma, el
ratio promedio ha sido alto a lo largo de todos los
Andes: 110 ± 8 mm/a a 10°S y 112 ± 8 mm/a a
40°S. Puede haber existido otras variaciones en los
ratios de convergencia, como un ratio más alto entre
10 a 20 Ma que en los 5 a 10 Ma.
El periodo más importante de reorganización en la
cinemática de placas se produce durante el
Oligoceno superior. Este periodo está caracterizado
por el fracturamiento progresivo de la placa
Farallón, correlacionados posiblemente con la
disminución y estabilización de la oblicuidad de la
convergencia desde el Mioceno inferior.
Figura 6. Posiciones de la placa de Nazca (Farallón), a través
del tiempo geológico, interpretando mediante anomalías
magnéticas. (Pardo-Casas y Molnar, 1987)
Tabla 1. Edades asignadas a las Anomalías Magnéticas
(Pardo-Casas y Molnar, 1987)
ANOMALÍA EDAD (Ma)
5 10.59
6 19.90
7 25.82
10 30.03
13 35.58
18 42.01
20 45.41
21 49.55
25 58.94
30-31 68.47
31 69.40
32 73.55
33 80.17
34 84.00
Según Rubén Somoza y Marta E. Ghidella la
historia de la convergencia en el margen occidental
de América del Sur puede dividirse en tres etapas
que aproximadamente corresponden al Cretácico
Tardío-Paleoceno, Eoceno medio-Oligoceno y
Cenozoico Tardío. La etapa más joven (26-0 Ma)
está dominada por la subducción de la placa de
Nazca, y de Antártida en la parte más austral del
continente. Durante esta etapa, los «polos de
intervalo» de las rotaciones Nazca-Sudamérica
están localizados cerca de la costa de la Tierra de
Wilkes en Antártida Oriental, y por lo tanto describen
una convergencia ligeramente oblicua en

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ORBASA 5 EAPIG-UNC
localidades del margen andino. El inicio de la etapa
se caracteriza por un fuerte incremento en la
velocidad de convergencia, cuando esta alcanzó los
valores más altos conocidos para el Cenozoico,
para luego decrecer en los últimos 10 millones de
años. Mediciones cinemáticas en base al Sistema
de Posicionamiento Global (GPS) indican que la
velocidad de convergencia continúa decreciendo en
el presente (ej. Norabuena et al. 1999).
La etapa 47-28 Ma corresponde a la subducción
dominante de la placa Farallón, aunque es posible
que en los tiempos más tempranos de la etapa haya
entrado en subducción otra placa (Phoenix) en la
parte más austral del continente. Los «polos de
intervalo» de la etapa se ubican en el océano
Atlántico, un poco al este de las islas Sandwich del
Sur, lo que determina una dirección de
convergencia más oblicua que la correspondiente a
la etapa más joven antes descrita. La etapa 47-28
Ma se caracteriza por una velocidad media de
convergencia relativamente estable, con magnitudes
similares a las del último intervalo de la etapa más
joven. El comienzo de la etapa 47-28 Ma es
contemporáneo con una profunda reorganización de
placas en el sudeste del Pacífico (Cande et al.
1982), que también condujo al inicio de la
subducción de la placa Pacífico en el este de
Australia (ej. Müller et al. 2000). El final de la etapa
coincide con la ruptura de la placa Farallón (Herron
y Heitzler 1967).
El polo de rotación para el intervalo 56-47 Ma se
ubica en el Pacífico, cerca, pero al oeste, de la fosa
en latitudes de la Península de Taitao. Esta posición
respecto a la fosa (al oeste) determina una
oblicuidad de convergencia completamente
diferente (a opuesta) a la del resto de las
reconstrucciones Cretácico Tardío - Reciente.
Los polos de rotación obtenidos para los intervalos
56-68 Ma y 68-72 Ma, en cambio, se ubican en el
continente (al este de la trinchera), lo cual predice
oblicuidades más parecidas a las de etapas más
jóvenes. Como se mencionó arriba, estos polos se
ubican cada vez más al norte cuanto más antiguo es
el intervalo. En una inspección evolutiva, la
migración de los «polos de intervalo» hacia latitudes
cada vez más altas indica una reducción progresiva
del segmento del margen donde la reconstrucciones
predicen divergencia entre Farallón y Sudamérica,
es decir de la zona donde no habría habido
subducción de Farallón. Estos segmentos del límite
de placas, donde las reconstrucciones predicen
divergencia entre Farallón y Sudamérica,
corresponden a la extensión mínima de la fosa
Phoenix-Sudamérica durante cada intervalo.
Asimismo, la migración hacia el sur de los «polos de
intervalo» sugiere una migración hacia el sur de la
triple unión Farallón-Sudamérica-Phoenix,
posiblemente con una velocidad no menor a los 20
cm/año.
La fábrica tectónica de este fragmento de litósfera
ha permitido a Somoza y Ghidella evaluar la
cinemática Pacífico- Phoenix (ellos utilizan el
nombre de Aluk) para aquellos tiempos, y por
inferencia la cinemática contemporánea de Phoenix
-Antártida (DeMets en Gordon y Jurdy 1986,
McCarron y Larter 1998), les permite ensayar una
estimación de la cinemática Phoenix -Sudamérica a
través de Antártida. Durante el Cretácico Tardío –
Paleoceno, la convergencia entre Phoenix y
Sudamérica habría sido rápida, del orden de los 10
cm/año en el extremo austral del continente, lo que
sugiere que en aquellos tiempos había un fuerte
contraste de velocidades de convergencia en la
zona de la triple unión Farallón-Sudamérica-
Phoenix, con velocidad lenta al norte y rápida al sur
de la triple unión. La dirección de convergencia
Phoenix -Sudamérica habría sido cercana al E-O
(¿ESE-ONO?), lo cual es consistente con una
orientación SO-NE de la dorsal Phoenix-Farallón,
como había sido predicho por Cande y Leslie
(1986). Esta configuración y el contraste de
velocidades de convergencia a ambos lados de la
triple unión sugieren que la edad de la corteza
oceánica que entraba en subducción debería crecer
más rápido hacia el norte que hacia el sur de la
triple unión. De todas maneras, la proximidad de la
dorsal señala subducción de litósfera oceánica
joven en extensos segmentos del margen.

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ORBASA 6 EAPIG-UNC
Figura 7
Figura 7: Historia de la convergencia cenozoica entre
Nazca (Farallón) y América del Sur observada en la latitud
22 S (norte de Chile, arriba) y 12ºS (Perú central, abajo)
realizado por Rubén SOMOZA y Marta E. GHIDELLA. Se
ilustra el promedio de la velocidad de convergencia para
cada intervalo, los parámetros para el Cenozoico
Temprano. Las líneas punteadas en las etapas más
antiguas reflejan la incertidumbre derivada de los cambios
en la convergencia predicha y la falta de registros en la
placa de Nazca para verificar estos cambios. La estrella
indica la velocidad instantánea medida mediante GPS
(Norabuena et al. 1999). La punteada en el intervalo más
joven presenta una evolución de velocidad de
convergencia alternativa que satisface la medición
instantánea y el valor promedio entre 4,9 y 0 Ma, nótese
que el área debajo de ambas curvas es la misma.
En la parte superior del diagrama se muestra la dirección
de convergencia predominante de Nazca (Farallón) hacia
Sudamérica (fija) para cada intervalo.
EVOLUCIÓN TECTÓNICA ANDINA
La cordillera de los Andes constituye una de las
cadenas de montañas más impresionantes del
planeta. Los Andes se encuentran situados sobre
una zona de convergencia entre las placas
oceánicas Nazca y Cocos las cuales subductan
debajo de la placa continental de América del Sur.
Jordan et al (1983) divide la Cordillera de los Andes
en tres segmentos:
- Los Andes Septentrionales: Se extiende desde
Venezuela (12°N) hasta el Norte del Perú (4°S),
este segmento resulta de la interacción de la placas
Caribe, Cocos, Nazca y Panamá. Los Andes
Septentrionales occidentales responden a
fenómenos ligados a la acreción de fragmentos de
corteza oceánica y de arcos insulares producidos
durante el Cretáceo superior y Paleoceno están
ligados al levantamiento de series Paleozoicas
deformadas y terrenos precámbricos.
- Los Andes Centrales: Se prolongan desde el
Norte de Perú (4º latitud S) hasta Argentina (40º
latitud S). La estructuración de este segmento
resulta de la subducción de la placa oceánica
Nazca/Farallón debajo de la placa continental
Sudamericana. La parte Sur de los Andes Centrales
está caracterizada por la presencia del Altiplano, la
cual se desarrolla entre las cordilleras Occidental y
Oriental. La parte Norte de los Andes Centrales se
articula únicamente sobre una gran cordillera
(Occidental/Oriental) generando en su borde oriental
una basta cuenca de Antepaís.
- Los Andes Meridionales: Se desarrollan entre
40º y 55º de latitud S. Este segmento es
interpretado como resultado de la subducción de las
placas Nazca, Antártica y Scotia debajo de la placa
continental.

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ORBASA 7 EAPIG-UNC
Figura 8. División de la Cordillera de los
Andes Palacios et al
En el Perú en las rocas paleozoicas, se puede
reconocer la Orogenia Caledónica en el Noroeste y
la Orogenia Hercínica en la Cordillera Oriental,
con dos ciclos sedimentarios: uno en el
Paleozoico inferior y otro en el Paleozoico
superior, culminando cada uno de ellos con una
fase de deformación. Se reconoce así como Fase
Eohercínica la primera de ellas (340 M.A.), como
Fase Tardihercínica la segunda (280 M.A.), y como
Fase Finiherciniana la última. (Bernard Dalmayrac,
1988).
En las rocas mesozoicas y cenozoicas se
reconoce el Ciclo Andino, comprendiendo en él
varias etapas de sedimentación y varias fases de
deformación, siendo las principales de ellas, tres
“fases tectónicas” definidas por Gustav Steinmann
(1929), Fase Peruana ocurrida en el Cretácico
superior, luego la Fase Incaica en el Eoceno -
Oligoceno, seguida después por la Fase Quechua
(Mioceno) y otras en el Plioceno y comienzos del
Cuaternario. Cabe muy poca duda que Steinmann
estuvo inspirado por el concepto expuesto en el libro
de Stille cinco años antes.
Benavides-Cáceres considera que la Cordillera de
los Andes es el resultado de tres grandes ciclos
geodinámicos: Precámbrico, Paleozoico Temprano
a Triásico Tardío y Triásico hasta la actualidad. El
último ciclo incluye una primera fase del Triásico
Tardío temprano – Senoniano, que era básicamente
extensional y de atenuación cortical. En el
Cenozoico esta fase se caracteriza por la repetición
de los pulsos de compresión y la presencia a lo
largo del margen continental de un arco magmático
con una intensa actividad plutónica y volcánica.
Durante esta fase, una secuencia de episodios de
“compresión”: Peruana (84-79 Ma), Incaica I (59-55
Ma), Incaica II (43-42 Ma), Incaica III (30-27 Ma),
Incaica IV (22 Ma ), Quechua I (17 Ma), el Quechua
II (8-7 Ma), Quechua III (5-4 Ma), y Quechua IV
(Pleistoceno temprano) formaron tres fajas plegadas
y corridas importantes.
Para Pardo-Casas y Molnar (1987), los periodos de
rápida convergencia correlacionan notablemente
bien con dos de los periodos de alta actividad
tectónica en los Andes Peruanos; la Fase Inca
(Eoceno tardío) y la Fase Quechua (Mioceno –
Plioceno). Las correlaciones de rápida convergencia
entre la Placa de Nazca y Sudamérica corresponde
a tiempos en que el plegamiento y fallamiento
inverso eran particularmente activos y las de baja
convergencia cuando la actividad tectónica ha
estado relativamente quieta.
Figura 9. Gráfico de los ratios promedio de la
convergencia de placas en función del tiempo.
Pardo-Casas y Molnar (1987)..

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ORBASA 8 EAPIG-UNC
FASE MOCHICA
Después de la depositación de las secuencias
sedimentarias y volcánico-sedimentarias del
Jurásico-Cretácico medio; en el Albiano superior-
Cenomaniano Temprano, se da inicio a la formación
de la Subducción de la Placa Farallón por debajo de
la Placa Sudamericana y del levantamiento precoz
de la Cuenca Peruana, la cual corresponde a su
vez, a la primera abertura del atlántico sur a nivel de
las placas de América y Africa; (Pindell et al 1990).
Estos primeros eventos compresionales
ocasionaron una serie de pliegues distribuidos en la
región costera y parte de la Cordillera Occidental del
Norte del Perú (W. S. Pitcher et al, 1975; F. Megard,
1984), los cuales se hallan asociados a gabros
sintectónicos que a su vez son cortados por
intrusiones granitoides del Batolito de la Costa.
FASE PERUANA
La Fase Tectónica Peruana, es un evento de
deformación “compresional”, que afecta
principalmente la Costa, Cordillra Occidental y el
Altiplano. Durante el período de “compresión” de la
Fase Peruana, se habrían producido áreas de
debilidad por fracturas a nivel del frente andino, lo
que habría facilitado el subsecuente emplazamiento
del Batolito de la Costa cortando las series plegadas
mesozoicas.
La fase peruana comenzó en la margen peruana
durante el Coniaciano basal, culminó durante el
Campaniano superior, y fue seguida por una
remisión durante el Maestrichtiano (Etienne Jaillard,
1992). De un punto de vista tectono-sedimentario,
se pudo establecer la siguiente cronología:
Coniaciano basal: llegada abrupta de material
detrítico arcillos; levantamiento y erosiones locales,
más marcadas en el Sur y el Oeste;
Coniaciano superior-Santoniano basal: débiles
deformaciones locales, levantamiento de la zona
costera, y aislamiento de la cuenca marina oeste-
peruana; la emersión casi general del Santoniano
superior es debida a la conjunción de una regresión
eustática y del levantamiento progresivo de la
margen sin deformaciones importantes, y es
seguida por una transgresión de origen eustático
en el Campaniano medio;
Campaniano superior: cabalgamientos y
deformaciones en el Suroeste del Perú,
generalización de la sedimentación de Capas Rojas
en la parte este de la cuenca occidental, e inicio
de la sedimentación arenosa en la cuenca oriental.
El Maestrichtiano es un periodo de calma tectónica
expresado por transgresiones marinas breves las
cuales cubrieron la cuenca oriental. La paleografía
del Maestrichtiano muestra que la cuenca oriental
se convertía en la cuenca de antepaís de los
incipientes Andes.
En el ecuador la Fase Peruana es una etapa de
deformación compresiva calificada como una
inversión tectónica de régimen transpresivo dextral
(Baby et al., 1999). En la región oriental se
evidencia un hiato sedimentario regional desde 85 a
73 Ma (Rivadeneira, 1996; Jaillard et al., 1999) entre
los miembros Napo superior y Tena inferior
(Baldock, 1982). Estas evidencias indican que la
colisión y acreción del “plateau oceánico Pallatanga”
ocurrió durante esta fase (Litherland et al., 1997;
Pratt et al., 1998; Dunkley y Gaibor, 1998), dando
como resultado la formación de la zona de sutura
Calacalí – Pujilí – Palenque (Boland et al., 1997).
Figura 10. Mapa estructural del Ecuador,
modificado de Winkler et al. (2002)

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ORBASA 9 EAPIG-UNC
FASE INCAICA (TECTÓNICA INCA)
Es la fase más importante del ciclo andino, afecta
principalmente a los segmentos Norte y Central del
Perú que presentan una deformación más que el
Sur.
Benavides-Cáceres subdivide en cuatro Eventos
(Inca I – Inca IV). El Paleoceno superior está
marcado, a nivel del Pacífico Sur, por una
modificación de la dirección de convergencia. Esta
modificación constituye el primer evento del periodo
de reorganización de la geometría de las placas a la
escala del planeta que caracteriza el Eoceno. La
crisis tectónica Inca I (59-55 Ma) coincide con un
cambio de dirección y con un aumento de la
velocidad de convergencia entre las placas Farallón
y sudamericana que se producen alrededor de la
anomalía 25 (Pilger, 1984; Pardo-Casas y Molnar,
1987). Esta fase está caracterizada por el intenso
plegamiento (fajas de orientación NO – SE) y
fallamiento (rumbo NE) en rocas sedimentarias del
Cretáceo. Como resultado de esta fase,
discordantemente a las rocas mesozoicas, se inicia
la depositación de los Volcánicos Llama (55 Ma;
Benavides, 1999; Noble et al. 1990).
La reconstrucción de Pardo-Casas y Molnar (1987)
determinan una fuerte velocidad de convergencia
para el periodo que va de algunos millones de años
antes de la anomalía 21 a algunos millones después
de la anomalía 18. El periodo de fuerte velocidad
cubriría el Eocene inferior y medio, es decir
correspondería a una subducción plana (Carlotto et.
al) y coincidiría con el inicio del evento tectónico
Inca II considerada como la principal fase de
acortamiento de los andes peruanos, que desarrolla
principalmente el cinturón intensamente deformado
y plegado al este de la Cordillera Occidental. Las
estructuras incaicas de esta parte fueron
profundamente recortadas por erosión subsiguiente
y cubiertas discordantemente más hacia el noreste
por conglomerados y rocas volcánicas datadas de
alrededor de 40 M.A. (D. C. Noble y otros, 1974,
1979). La Fase Inca II, se caracterizo por una
deformación “compresiva” cuya máxima expresión
se sitúa hacia los 43 – 42 Ma (Noble, et al, 1988 –
1989). Hay un aumento de la velocidad de
convergencia, la deformación afecta a todo el
basamento sedimentario Cretáceo, originando
plegamientos subpararelos de dirección WNW –
ESE y fallas inversas de tendencia NW a WNW.
Seguida de esta fase inicia la depositación del
Volcánico Chilete, Formación Porculla. La Fase
Inca III (30 – 27 Ma), coincide con disminución de la
tasa de convergencia durante el Oligoceno, dando
como resultado la disminución del vulcanismo, la
dirección de convergencia a rotado en sentido
horario hasta E – W, producto de la ruptura de la
placa Farallón. La última Fase Incaica (Fase Inca IV,
23 – 22 Ma). Corresponde al reinicio de la alta
convergencia de placas. Se produce el magmatismo
que se asocia al primer evento de emplazamiento
de sistemas porfiríticos en Cajamarca (Camus,
2007), que se hospedan en rocas mesozoicas
deformadas.
Uno de los principales factores que controló el
magmatismo (plutonismo – volcanismo) en el norte
del Perú, fue la dirección del movimiento de las
placa tectónica oceánica (placa de Nazca) y sus
diferentes razones de convergencia. Antes del
Mioceno la placa de Nazca/Farallón tenía una
dirección de convergencia NE (Pardo-Casas y
Molnar, 1987) y la convergencia actuaba
alternadamente entre razones altas y bajas. Estas
razones se desarrollaron a su vez paralelo a las
fases tectónicas Inca II y III (Benavides-Cáceres).
Fue durante el Mioceno temprano que la actividad
magmática se reinició. El magmatismo se encontró
temporalmente ligado a la fase Inca IV (22 Ma;
Benavides-Cáceres) y está acompañada de una
alta razón de convergencia. La característica
tectónica más importante del Mioceno temprano fue
la rotación en sentido del reloj de la dirección de
convergencia de la placa de Nazca (Pardo-Casas y
Molnar, 1987) (Figura 6).
Los sistemas porfiríticos de la región de Cajamarca
por su distribución espacial, sentido de evolución
geocronológica y sus similitudes geoquímicas se
relacionan un común control estructural regional, la
Falla Punre – Canchis (Raymond Rivera, 2008).
El origen de la falla Punre-Canchis (Quispe et al.,
2007) se piensa está relacionada al Tectonismo de
placa. El comportamiento inicial de esta falla
regional fue de rumbo con sentido dextral, con una
clara componente compresional. Es durante el
Mioceno temprano que debido al giro en sentido del

10. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 10 EAPIG-UNC
reloj de la dirección de convergencia de la placa de
Nazca, que la falla Punre-Canchis se reactiva. La
característica principal de la reactivación de la falla
es que cambia su sentido de movimiento a un
comportamiento sinestral, con una fuerte
componente compresional, pero además con una
clara componente tensional en las zonas de
inflexión de la falla. (Figuras 11 y 12).
Estas zonas de inflexión sujetas a un esfuerzo
tensional se habrían comportado como zonas de
menor presión y serían propicias para el
emplazamiento de los sistemas porfiríticos. (Figura
13B)
Figura 11. Sentido del movimiento del sistema de
fallas Punre-Canchis durante el Paleógeno
(modelo Riedel). Raymond Rivera Cornejo, 2008
Figura 12. Sentido del movimiento del sistema de fallas
Punre-Canchis durante el Mioceno (modelo Riedel).
Raymond Rivera Cornejo, 2008
Figura 13. Comportamiento de la falla Punre-Canchis en sus
zonas de inflexión durante el Paleógeno (A) y el Mioceno (B).
Raymond Rivera Cornejo, 2008
En el Ecuador la fase tectónica Inca se pone en
evidencia por los siguientes argumentos: (1) entre
34 – 37 Ma en la Costa se registra un hiato
sedimentario (Benítez, 1995), (2) en la Cordillera
Real existe una alta taza de exhumación entre 43 y
30 Ma (Spikings et al., 2000), (3) en el área de la
cuenca de Cuenca se depositan los sedimentos con
el aporte de la Cordillera Real de la Formación
Quingeo (Hungerbühler et al, 2002) y (4) entre 42 y
37 Ma se tiene una alta taza de convergencia (150
mm/a) en una dirección N 70° (Pardo – Casas &
Molnar, 1987). Todos estos criterios indican que la
Unidad Macuchi se acrecionó al continente en forma
oblicua, durante el Eoceno tardío, deformando al
Grupo Angamarca, la Unidad Yunguilla y
emplazando tectónicamente escamas de la Unidad
Pallatanga al interior de las mismas. Esta segunda
acreción ocurrió a lo largo de la falla Chimbo – Cañi
entre 2° S y 3° S y a lo largo de la falla Toachi –
Toacazo entre 0° S y 1° S (McCourt et al, 1997;
Dunkley y Gaibor, 1998; Boland et al., 2000)

11. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 11 EAPIG-UNC
FASE QUECHUA
El período tectónico Quechua corresponde a una
aceleración de la convergencia entre la placa Nazca
y la placa sudamericana, después del cambio de
dirección de convergencia a los 26 Ma (anomalía 7).
Esta convergencia se caracteriza por una tasa
importante, superior a 8 cm/a hasta 11 cm/a a los
10°S y una dirección casi perpendicular a la fosa
Perú-Chile. Para Sébrier y Soler (13), durante este
paroxismo tectónico (período Quechua) el
desplazamiento de la placa sudamericanana hacia
el oeste (tasa de abertura rápida del Océano
Atlántico ecuatorial) está compensado por el
acortamiento de los Andes. Durante la fase
Quechua se formó la superficie de erosión Puna,
notoria en el flanco Oeste y Este de la cordillera
Occidental; en las cordilleras mismas la superficie
desaparece bajo una gruesa cubierta de productos
volcánicos Pliocuaternarios. Este período se
caracteriza por una intensa actividad magmática
efusiva e intrusiva. Tectónicamente este período
corresponde a la estructuración de los Andes tal
como se presentan hoy en día, debido a un largo
período de deformación en compresión que afecta
los Andes centrales en su totalidad.
Benavides-Cáceres también subdivide esta Fase en
4 eventos (Quechua I – Quechua IV) aunque otros
autores sólo consideran tres. La fase tectónica
Quechua I (Mioceno Temprano) se describe bien en
el Perú central dónde existen evidencias de la
reactivación de la Faja Plegada del Marañón
(Soulas, 1977), y en el norte del Perú dónde los
volcánicos sub-horizontales del Mioceno Temprano
(Volcánico San Pablo) están cubriendo a las rocas
plegadas del Mesozoico y Cenozoico (Noble, y
otros, 1990). El análisis estructural sugiere que el
acortamiento fue aproximadamente E-W (Soulas,
1977). La Fase Quechua II (Mioceno Medio)
también está bien documentado y sigue la dirección
de acortamiento del Quechua I (Mégard, 1984). Esta
fase culmina con la depositación del Volcánico
Huambo (9- 5 Ma)Realmente la faja plegada y
sobreescurrida Subandina, que originalmente se
pensó era principalmente de edad Miocenica Tardía
(Quechua III), es el resultado de la deformación
episódica que involucró las tres fases de
deformación Quechua como lo sugiere la
deformación de las molasas asociadas (Aleman y
Marksteiner, 1997). Desde tiempos del Plioceno, los
Andes se levantaron por lo menos 3,000 metros. La
Faja Plegada y Sobre-escurrida del Subandino
continúa su propagación al antepaís. Sin embargo el
alto andino y las tierras bajas del Pacífico
experimentaron fallas de rumbo e inversión de fallas
(Sébrier y Soler, 1991). El último evento de la
Tectónica Quechua (Quechua IV) conocida por
algunos autores como Fase Tectónica Pliocena es
la responsable de la totalidad del levantamiento de
los Andes, el mayor levantamiento se ha producido
en el Plio-Cuaternario; según B. Dalmayrac et al.
(1988), dicho levantamiento es del orden de 200 m.,
el cual es evidenciado por el encajonamiento
profundo de los valles andinos.
En el Ecuador, en la Cordillera Real se tiene una
alta taza de exhumación entre 23 y 15 Ma.
Pudiendo ser el efecto de un cambio en los vectores
de subducción de placas durante el Mioceno
temprano (Spikings et al., 2000). Una alta razón de
exhumación en la Costa refleja la existencia de un
evento tectónico conocido como fase Quechua I.
Alrededor de 9.5 Ma se tiene una inversión tectónica
en el área de antearco, reflejando el inicio de la
compresión Este – Oeste (Hungerbühler et al.,
2002). En la Cordillera Real alrededor de 9 Ma
existió una reactivacion de fallas con
dezplazamiento alrededor de 1.5 km en el Terreno
Loja. La falla de los Llanganates pudo haber sido
reactivada en régimen compresivo con un
desplazamiento vertical (Spikings et al., 2000). Todo
indica la existencia de una nueva fase tectonica
denominda Quechua II. En el Mioceno tardío un
cinturón volcánico contínuo, localizado
aproximadamente a lo largo del frente volcánico
actual. Se considera en base a esta evidencia que
una fase tectónica actuó hace 5 Ma, evento
conocido como fase Quechua III. En el límite inferior
del Cuaternario, se produce una de las principales
etapas de inversión tectónica de la Cuenca Oriente,
siendo responsable del levantamiento de la Zona
Subandina, evento que levanta toda la columna
sedimentaria de la cuenca Oriente, la que involucra
hasta lahares y terrazas Cuaternarias. Esta fase
tectónica es conocida como Quechua IV, la que
viene ocurriendo desde hace 2 Ma.

12. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 12 EAPIG-UNC
Figura 14. Cuadro Geocronológico, Estratigráfico y Tectónico de Cajamarca, ORBASA - 2013

13. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 13 EAPIG-UNC
LA DEFLEXIÓN DE HUANCABAMBA Y LA
CUENCA DE LANCONES
La Deflexión de Huancabamba es una
megaestructura de deformación cortical ubicada en
la región noroccidental del Perú, entre los
departamentos de Piura, Cajamarca, Tumbes y
parte de Amazonas. Constituye el eje de transición
de los Andes centrales a los Andes septentrionales.
Esta morfoestructura Cretácica se formó por
influencia de un régimen de esfuerzos transpresivos
que se desarrollaron durante el Cretáceo y
paleógeno por la acreción de bloques alóctonos que
hoy conforman los Andes del Norte, entre estos
bloques tenemos el macizo Amotapes-Tahuín, el
terreno Chaucha y el terreno Pallatanga-Piñón, esta
colisión sucesiva también influenció en la formación
de la cuenca Lancones.
Figura 15. Configuración de la transversal de Huancabamba
a fines del Cretáceo, que reproducen la repartición actual de
las placas (J. Aubuin, Lehman 1980)
La cuenca Lancones se sitúa en el noroeste del
Perú, y se extiende al sur del Ecuador, donde se le
conoce con el nombre de cuenca Celica. Constituye
una estructura alongada de rumbo NE-SO. Se
encuentra limitada al oeste y norte por el macizo
paleozoico AmotapesTahuín y por el este por el
complejo metamórfico Olmos-Loja. Coincide
aproximadamente con la zona de transición entre
los Andes Centrales, sin acreción de terrenos o
bloques ofiolíticos, y los Andes del Norte, que han
sufrido obducción y/o acreción de terrenos
oceánicos y/o continentales (Mourier et al., 1998).
Está área es la clave para entender el
comportamiento tectónico de la margen andina y de
terrenos alóctonos (Serrones et al., 1993).
El modelo asumido para la evolución magmática de
la cuenca Lancones se originaría a partir de un rift
con orientación NNE SSO, bajo un régimen
extensional ubicado dentro de una margen
continental que se formó en el Albiano, hasta una
cuenca marginal que fue producto de la separación
entre Gondwana y Laurasia, evidenciados por
estudios de sedimentología, estratigrafía y
geoquímica (Scotese, 1991; Tegart et al., 2000;
Ríos, 2004; Winter, 2008; Kennan y Pindell, 2009).
Figura 17. Modelo geotectónico para la formación de la
cuenca Lancones entre 105 y 100 Ma, periodo en el cual se
originan los depósitos tipo VMS como Tambogrande. Winter
(2008).
Estudios paleomagnéticos realizados en la cuenca
de Lancones muestran que en ella ocurre un giro
progresivo de cerca de 90° en sentido horario entre
el Neocomiano y el Cretáceo superior (Mourier et al,
1988), que se ajusta a un régimen de cizalla dextral
este-oeste (Aspden et al. 1995; Kennan y Pindell,
2009). Este giro correspondería al cambio de rumbo
del flanco norte de la Deflexión de Huancabamba
con respecto al rumbo del flanco sur; la cuenca
transitó desde una dirección axial norte-sur hasta
una posición noreste (Ríos, 2004).

14. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 14 EAPIG-UNC
Una serie de eventos colisionales post rift a lo largo
del norte de los Andes, en Ecuador y cerca de la
cuenca Lancones, contribuyó a un componente
adicional de rotación en sentido horario (Mitouard et
al., 1990). El terreno alóctono Amotape fue
transportado hacia el norte y adosado en el
Cretácico inferior con tendencia al noreste por fallas
dextrales desarrolladas durante la rotación en
sentido horario (Mourier et al., 1988). luego llega y
se acreciona en sentido dextral, el terreno Chaucha,
causando: Intensa interrupción, fragmentación y
rotación de la serie costera Paleozoica metamórfica
del dominio Amotape-Tahuín; Desarrollo del sistema
de suturas Portovelo-Girón-Peltetec y la melange de
Chaucha; a consecuencia de esto se abre el rift tipo
“pull-apart” y magmatismo básico (toleítico)
formando la cuenca de Lancones. Durante el
Cretáceo tardío – Paleoceno, llega y se acreciona
dextralmente el terreno Pallatanga-Piñón, causando:
el desarrollo de la sutura Jubones-Pallatanga-Pujilí;
Continúa la rotación/deformación del dominio
Amotape-Tahuín y el sistema de fallas Portovelo-
Girón; Inversión parcial/rejuvenecimiento de la
porción norte de la cuenca de Lancones (Oscar
Palacios et al.). Y en el Eoceno superior y
Oligoceno inferior con la acreción en este margen
del arco de la isla de Macuchi, dirigió la
configuración final del terreno (Huges y Pilatasig,
2002; Spikings et al., 2005). (Figura 16)
Figura 16.Dominios lito-tectónicos del sur del Ecuador y
norte del Perú. (Oscar Palacios et al.)
El macizo Amotapes-Tahuín es un bloque
microcontinental del Paleozoico que limita la parte
occidental de la cuenca Lancones, y corresponde a
un bloque alóctono de acreción continental derivado
del modelo evolutivo establecido para la margen
occidental de Gondwana (Mourier et al., 1988;
Aspden et al. 1995; Jaillard et al., 2000; Sempere et
al., 2002; Winter, 2008; Kennan y Pindell, 2009).
Figura 17. El macizo Amotapes-Tahuín es un bloque
microcontinental del Paleozoico. Morante et al. 2012
En este bloque afloran rocas metamórficas de edad
paleozoica intruidos por granitoides triásicos del
Macizo de Illescas, Paita y los Cerros de Amotape.
Todo este conjunto pertenece a un mismo bloque
parautóctono de corteza continental del terreno
Amotape-Tahuín (Bellido et al., 2009) Los
granitoides del tipo S de edades 220±1,5 Ma y
239±2 Ma son el resultado de la fusión de
metasedimentos de la corteza continental superior
en relación con un evento tectónico extensional. En
el Cretácico inferior este bloque colisiona a la
margen continental Perú-Ecuador. (Carlotto et al.,
2009) (Figuras 17 – 23).

15. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 15 EAPIG-UNC
Figura 18. El terreno Amotape-Tahuín que tiene entre 132 a
~110 Ma—se acreciona al continente sudamericano durante
el Cretácico inferior. Morante et al. 2012
La acreción del bloque Amotapes-Tahuin,
transportada por una Paleoplaca Pacifica provocaría
el bloqueo de la subducción asociada al arco
Jurásico (Figura 19) y la naciente de una nueva
zona de subducción al oeste, cuya geometría se
reflejaría en el arco AlbianoCretácico superior
(Mourier, 1988)
Figura 19. Esquema estructural, mostrando la posición del
arco volcánico del Jurásico superior-Neocomiano y la
posición del bloque Amotape. Salcedo et. al. 2012
Figura 20.Esquema estructural, mostrando la colisión del
bloque Amotape y la migración del arco volcánico jurásico a
una posición más occidental (arco volcánico Lancones) de
edad cretácica. Salcedo et. al. 2012
Después de la acreción del terreno de
AmotapeTahuín a lo largo del segmento norte del
Perú se produce la rotación del bloque hacia la
derecha del Complejo Olmos. La margen peruana
se convierte en una zona de subducción, mientras
que el margen ecuatoriano de sistemas
transversales noreste se convierte en una
transcurrente dextral.
Esta modificación originaría en el noroeste del Perú
y suroeste de Ecuador una estructura de rumbo
axial N-S que daría origen a la formación de la
cuenca Lancones que se presenta a partir de
grábenes extensivos relacionados a la subducción a
lo largo de una margen continental, originados por
un régimen de cizalla dextral este-oeste observado
en el complejo metamórfico del oro en Ecuador
(Aspden et al. 1995) con un continuo fallamiento
dextral del terreno de Amotape. (Figura 21)

16. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 16 EAPIG-UNC
Figura 21. Formacion de la cuenca Lancones y fallamiento
dextral del bloque Amotapes – Tahuín. Morante et al. 2012
Figura 22. Terminación del rifting marginal, acreción de placa
oceánica Pallatanga en el Ecuador. Morante et al. 2012
Figura 23. Modelo tectonoestratigráfico actual del régimen
tectónico transpresivo en los Andes del Norte. Morante et al.
2012
Mourier et al. (1988) mediante estudios de
paleomagnetismo concluyen que existió una
rotación total de 110° en sentido horario sobre las
rocas paleozoicas del bloque Amotape–Tahuín
(Figura 24) junto con un movimiento latitudinal hacia
el Norte. Un complejo básico pre-albiano formado
por pillow lavas, flujos de lava y brechas descrito por
Mourier et al. (1988, ha sufrido una rotación horaria
total de 94° y las formaciones volcánicas que
sobreyacen inconformemente a dicho complejo
básico de basamento han sufrido una rotación
horaria de 63° y son equivalentes con las rocas del
arco volcánico Albiano–Senoniano de la Fm. Celica
reportadas por Jaillard et al. (1999) y redefinidas
como Cretácico Superior por Egüez & Poma (2001).
Durante el Terciario se produce una rotación horaria
post–cretácica de 35° en una intrusión. Estos datos
permiten notar que entre el Cretácico Superior y
parte del Terciario Inferior se produjo una rotación
de al menos 59° (Mourier et al., 1988).

17. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 17 EAPIG-UNC
Figura 24. Períodos de rotación del Bloque Amotape. Durante
el Paleozoico al pre-albiano se produjo una rotación horaria
de aproximadamente 16°, en el período pre-albiano hasta
Cretácico Superior de produjo una rotación horaria
aproximada de 31° y finalmente en el período Cretácico
Superior – Terciario una rotación aproximada de 63°,
haciendo un total de 110°. Resumido por Pedro Reyes a
partir de Mourier et al. (1988)
Dentro de un régimen extensional donde se
desarrollaría el arco Alao–Punta de Piedra se
separarían parte de los terrenos metamórficos del
sur de la Cordillera Real junto con una rotación
horaria de 16° dando origen al bloque Amotape
(Figura 25a). La colisión del “plateau” Piñón–
Pallatanga durante el Campaniano sería
responsable de la acreción y plegamiento del
terreno Alao en la parte norte de la Cordillera Real,
mientras que en la parte sur se produciría la máxima
rotación horaria del bloque Amotape (59°) bajo un
régimen extensional aún vigente, donde se
desarrollaría la Fm. Celica. El subsiguiente
movimiento y traslación post–Cretácico del terreno
Piñón–Pallatanga en dirección NNE (Figura 25b)
explicaría el resto de la rotación Terciaria del bloque
Amotape (35°) y la incorporación dentro de dicho
bloque de ciertos fragmentos ofilíticos que según
datos geoquímicos reportados por Bosch et al.
(2002) indicarían una afinidad de “plateau” basalto
(OIB) para algunas rocas de alta presión del
Complejo Metamórfico Raspas. Estos fragmentos
podrían corresponder a relictos cretácicos del
terreno Piñón-Pallatanga emplazados
tectónicamente y acrecionados lateralmente en el
bloque Amotape. Figura 25. Esquemas teóricos sobre la evolución Cretácica
de la Cordillera Real y el Bloque Amotape. (a) La colisión del
plateau Piñón – Pallatanga causaría la interrupción del
volcanismo en el arco volcánico Alao, pero permite la
continuidad del volcanismo en la parte sur por medio de un
régimen extensivo. (b) La migración del plateau Piñón –
Pallatanga en dirección NNE adiciona fragmentos en el
bloque Amotape y genera una zona de melange al Norte del
mismo. La rotación final se completa en este período.
Reyes, P. (2008).

18. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 18 EAPIG-UNC
Mientras que en la cuenca Lancones al menos se
desarrollaban tres etapas de depositación (Salcedo
et. al. 2012), la fase de 100 a 105 Ma levantamiento
por colisión de bloque Amotape, inicio de la
sedimentación con primeros pulsos magmáticos.
Fase de 91 a 99 Ma inestabilidad tectónica con la
sedimentación de una potente serie turbidítica
continua al magmatismo. Y la fase de 70 a 65 Ma.
Cierre de la cuenca e inicio de la deformación.
(Modificada de Winter, 2008)
Figura 26. Fases de la evolucion de la Cuenca Lancones
(Winter, 2008; modificado por Salcedo et. al. 2012)
FRENTE ANDINO ORIENTAL
El Frente Andino Oriental representado como
Sistema de fallas Cauca – Romeral en Colombia y
Venezuela (Germán Chicangana, 2005; Grosse,
1926; Campbell, 1968) y Falla Golfo de Guayaquil
en el Ecuador y norte de Perú (Churchill Vela, 2008)
divide los andes septentrionales o bloque Nor –
Andino de los Andes Centrales.
El bloque Nor – Andino (Pennington, 1981) está
formado por rocas continentales y oceánicas
adicionadas al continente, tal como hablamos en el
apartado anterior. Se encuentra limitado al Norte por
el Cinturón Deformado del Caribe Sur; al occidente
por la fosa Ecuador – Colombia – Panamá; al Este y
Sur por el “Frente Andino Oriental”, este último
límite está formado por una serie de fallas
transpresivas dextrales de carácter regional que se
extiende desde Ecuador (Golfo de Guayaquil) hasta
Venezuela (Ego et al. 1996). La velocidad relativa
de movimiento del Bloque Nor – Andino es de 8.7
mm/a en dirección N35°E respecto a Sudamérica
(Trenkamp et al., 2002).
Figura 27. Esquema de la geodinámica en el Noroeste de
Sudamérica. Modificado de Penington (1981).
El Frente Andino Oriental representa una zona de
debilidad importante durante la historia geológica de
la región norandina y corresponde a varios
fenómenos tectónicos superpuestos, de los cuales
los principales representan un tectonismo de estilo
alpino, de edad cretácica, al cual se superpuso una
tectónica de cizallamiento, con grandes fallas de
rumbo removilizadas durante todo el Cenozoico
(Toussaint y Restrepo, 1984).

19. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 19 EAPIG-UNC
Los sentidos y magnitud de los diversos
desplazamientos de rumbo han sido ampliamente
discutidos, principalmente porque la dirección de las
fallas es subparalela a la dirección de la gran
mayoría de las unidades litológicas y, así, los
desplazamientos aparentes no son claros.
Inicialmente, se supuso un movimiento dextral para
el sistema (Feininger, 1970; Irving, 1971; Hall et al.,
1972) basándose en un aparente desplazamiento
de los terrenos premesozoicos de la zona de Puquí,
a lo largo de la falla Espíritu Santo en Colombia.
Sin embargo, basado en el estudio de la geometría
de micropliegues en charnelas verticales, en una
falla del Sistema Romeral, se postuló un
desplazamiento sinestral (Toussaint y Res-trepo,
1977) para el período actual, que ha sido apoyado,
por varios estudios geofísicos. Los estudios
paleomagnéticos de Mac Donald (1980)
indirectamente apoyan un movimiento sinestral
reciente.
Sin embargo, el Frente Andino Oriental puede
haber tenido un comportamiento complejo, con
cambios de sentido de movimiento, en función de
los cambios de dirección de convergencia de las
placas que actuaron en los Andes Septentrionales,
tal como ha sido postulado por algunos autores
como Feininger y Bristow (1980) y James (1985).
Así Germán Chicangana (2005) propone que partir
del Plioceno Superior, con el acrecentamiento del
Bloque Costa Rica – Panamá – Choco en la esquina
noroccidental de Colombia (Figura 35), se presenta
una inversión en la transcurrencia en el sistema de
fallas Romeral entre los 4 y los 7,5° N en donde
predomina el efecto de esta ultima colisión, mientras
que de los 4° N hasta los 4° S en el Golfo de
Guayaquil, esta conducta se conserva dextral
mientras que al sur de esta latitud esta es siniestral.
(Steimann et al., 1999; Ego et al., 1996).
La historia geológica del Frente Andino Oriental
puede resumirse en los siguientes eventos:
inicialmente esta área correspondía a un límite
divergente, durante el Jurásico las masas
continentales del Norte y Sur América estaban
separándose y había un océano entre ella, con un
intenso vulcanismo submarino a lo largo de una
dorsal medio-oceánica (Percy Denyer, 2003) (Figura
28)
Figura 28. Escenario geodinámico para la esquina NW de
Sudamérica. para el Triásico Superior y Jurásico Inferior.
(Modificado de Chicangana, 2005)
En el Jurásico y los primeros inicios del Cretáceo se
inicia la convergencia al SE de la placa oceánica
Farallón con la placa Continental Sudamericana;
ocurre subducción a lo largo del segmento
ecuatoriano, mientras que el margen peruano tiene
en sus inicios dirección NNO. Morante et al. 2012
Figura 29. Escenario geodinámico para la esquina NW de
Sudamérica para el Jurásico Superior. (Modificado de
Chicangana, 2005)

20. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 20 EAPIG-UNC
Figura 30. Escenario geodinámico para la esquina NW de
Sudamérica, para el Aptiano. (Modificado de Chicangana,
2005)
Es en este ambiente tectónico cuando se
acrecionan los terrenos Amotape y el Chaucha -
Guamote al margen continental ecuatoriano (ver
apartado anterior). Estas acreciones producen
disminución en el magmatismo del arco producto de
la subducción desarrollada desde el Jurásico
Superior en el margen continental (Ordóñez et al.,
2001; Maya, 1992; Aspden et al., 1992, 1987).
En el Campaniano se inicia el desplazamiento de
una corteza gruesa y boyante que representa en
este caso la placa Caribe junto con su posterior
acrecentamiento en el margen occidental de la
esquina NW de Suramérica convirtiéndose como la
causa directa del incremento del metamorfismo
dinámico en el Frente Andino Oriental debido al
efecto de esta colisión (Germán Chicangana, 2005).
Figura 31. Desplazamiento de la placa Caribe a partir del
Campaniano. CH: Bloque Chortis, PAN: Proto - Antillas, CEC:
Corteza engrosada del Caribe, AN: América del Norte, AS:
América del Sur, PF: Placa Farallón, BA: Plataforma de
Bahamas. Modificado de Denyer et al. 2003
Figura 32. Escenario geodinámico para la esquina NW de
Sudamérica para el Paleoceno Mostrándose aquí el origen
posible de la Placa Caribe. (Modificado de Chicangana, 2005)
Probablemente durante el lapso Aptiano –
Turoniano La placa Caribe conformaba una sola
provincia ígnea con la Meseta Ontong Java puesto
que presentan características geoquímicas similares
que señalan lavas de alta temperatura relacionadas
a magmas primarios y que luego se separaron.
(Germán Chicangana, 2005).
Durante el lapso Maastrichtiano – Paleoceno, se
produce la acreción del terreno Pallatanga en el
extremo sur del margen continental de Suramérica y
en el Eoceno la acreción en este margen del terreno
Macuchi (ver apartado anterior). Mientras eso la
placa Caribe se desplazaba en dirección NE.
CEC

21. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 21 EAPIG-UNC
Figura 33. Desplazamiento de la placa Caribe durante el
Paleógeno. CEC: Corteza engrosada del Caribe, AN: América
del Norte, AS: América del Sur, PF: Placa Farallon, FM: Fosa
Mesoameicana, PCG: Punto Caliente de Galápagos.
Modificado de Denyer et al. 2003
Figura 34. Escenario geodinámico para la esquina NW de
Sudamérica, para el Eoceno. (Modificado de Chicangana,
2005)
La partición de la Placa Farallón en el Oligoceno,
conllevó a que la placa Caribe se trasladara al ENE
siguiendo el margen noroccidental de Suramérica
hasta terminar encajándose entre las placas
Norteamérica y Suramérica durante el Neógeno
(Germán Chicangana, 2005). Consecuencia final de
esta convergencia es el acrecentamiento y colisión
en el Neógeno tardío del Bloque Costa Rica –
Panamá – Choco en la esquina noroccidental de
Colombia que juega un papel importante en la
dinámica Frente Andino Oriental produciendo una
fuerte deformación hacía la zona norte de los Andes
Septentrionales y un cambio en la convergencia de
la Placa Nazca con este sector del continente. El
cambio de convergencia de esta ultima, produce la
colisión de la dorsal de Carnegie en el sur de esta
zona configurando la geometría litosférica actual del
NW de Sudamérica y los estilos orogénicos de los
Andes del Norte desde el Plioceno Superior hasta el
presente.
Figura 35. Figura 35. Escenario geodinámico para la esquina
NW de Sudamérica para el Mioceno Inferior (Modificado de
Chicangana, 2005)
Figura 36. Escenario geodinámico para la esquina NW de
Sudamérica para el Mioceno Superior y Plioceno Inferior.
(Modificado de Chicangana, 2005)
Figura 37. Escenario geodinámico para la esquina NW de
Sudamérica, para el Presente. (Modificado de Chicangana,
2005).

22. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 22 EAPIG-UNC
CONCLUSIONES
Tomando la definición de Ernesto Cristallini (2000),
quien considera que las zonas de deformación de
cizalla son aquellas en que la componente de
movimiento paralela al rumbo del plano de falla es
importante, y se encuentran vinculadas a distintos
ambientes tectónicos como: Zonas transformantes
vinculadas a dorsales oceánicas, Zonas
transformantes vinculadas al límite de placas, Zonas
de convergencia oblicua de placas, y Zonas de
intraplaca. Y luego de haber estudiado las
principales consideraciones concernientes a esta
investigación, concluimos que la componente
cizallante de la Tectónica Andina en el Norte del
Perú, está vinculada a dos causas principales:
(1) La convergencia oblicua de la placa Farallón,
luego placa Nazca, con la placa Sudamericana
ocasionada por los cambios en la dirección de
convergencia. En el trabajo de Pardo-Casas y
Molnar (1987) al menos se diferencia cuatro
cambios importantes en la dirección de movimiento
de la placa Farallón/Nazca (Figura 6), hasta hace 59
Ma la placa Farallón se movía en dirección N (NNE),
posiblemente en el Cretáceo la dirección era NW,
durante este periodo el límite entre la placa Farallón
y Sudamérica era transformante dextral. A partir de
los 49 Ma la dirección de movimiento de la placa
Farallón se erige a N65° que se mantiene más o
menos homogénea hasta los 35.58 Ma, etapa en la
que se desarrolla el evento más importante de la
Tectónica Inca (Inca II), es una etapa compresiva
con una componente de cizalla dextral producto de
la convergencia oblicua. Ente 35.58 Ma y 25.82 Ma
(Anomalias 13 y 7) hay una variación en la dirección
de movimiento de la placa oceánica alternando giros
horario, antihorario; oscilando la dirección de
desplazamiento entre E y NE, esta etapa
correspondería a la ruptura sucesiva de la placa
Farallón hasta formar las placas Nazca, Vancouver
(la futura placa Juan de Fuca) y Guadalupe (que
luego evolucionó en las placas Rivera y Cocos). A
25.82 Ma se produce un giro horario causando una
convergencia oblicua (S75ºE- S80ºE) entre la ahora
placa de Nazca y la placa sudamericana, esta
dirección se mantiene hasta los 19.90 Ma, esta
etapa corresponde al último evento de la Tectónica
Inca (Inca IV) caracterizada por una compresión con
componente cizallante sinestral. Luego la dirección
de desplazamiento de la placa Nazca da un giro
antihorario hasta N75ºE a partir del cual se
mantiene con pocas variaciones hasta la actualidad.
Esta dirección provoca una convergencia oblicua
que genera una compresión con una componente
de cizalla dextral, en este marco se desarrolla la
Tectónica Quechua (I – IV).
(2) El segundo factor y no de menor importancia que
genera la componente cizallante de la Tectónica
Andina en el Norte peruano es el desarrollo,
formación y evolución del Frente Andino Oriental;
que su historia geológica se remonta hasta el
Jurásico cuando esta área era el límite divergente
entre Godwana y Laurasia, pero su actividad
orogénica se inicia a finales del Jurásico e inicios
del Cretáceo cuando la placa Farallón converge con
la placa Sudamericana subducíendola
oblicuamente, en el Cretáceo Inferior se acreciona
al margen continental el bloque microcontinental
Amotapes-Tahuín, luego llega y se acreciona al
Noreste el terreno Chaucha, causando una rotación
horaria del bloque Amotapes-Tahuín
fragmentándolo por medio de fallas dextrales como
consecuencia de esto se abre un rift tipo “pull-apart”
formando la cuenca de Lancones de rumbo axial N-
S que se presenta a partir de grábenes extensivos
originados por un régimen de cizalla dextral este-
oeste, a partir del Campaniano hace su aparición la
placa Caribe que se desplaza en dirección NE
provocando que a finales del Cretáceo el terreno
oceánico Pallatanga-Piñón se acrecionara al
margen Sudamericano ocasionando un giro horario
de la cuenca Lancones de cerca de 90°. Este giro
correspondería al cambio de rumbo del flanco norte
de la Deflexión de Huancabamba con respecto al
rumbo del flanco sur; la cuenca transitó desde su
dirección axial norte-sur hasta una posición noreste.
A partir del oligoceno la ruptura de la placa Farallón
y el subsecuente empuje de las placas Cocos y
Nazca conllevó a que la placa Caribe girara en
sentido horario a una dirección ENE generando el
movimiento del Bloque Nor-Andino en dirección NE
y la activación del Frente Andino Oriental como un
sistema transpresivo dextral. Este sistema continúo
activo durante la última reorganización de placas
producidas en el Pleistoceno donde la placa Nazca
se subdivide en tres bloques y el bloque Nazca

23. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 23 EAPIG-UNC
Norte subduce al bloque Nor-Andino desplazándolo
al ENE con una velocidad de 5.9 cm/a con respecto
a Sudamérica que está siendo subducida en su
margen central por el bloque Nazca Centro a 7.4 –
8.2 cm/a en dirección NE, esta diferencia de
velocidades probablemente hayan activado las
fallas del sistema transpresivo del Frente Andino
Oriental en sentido sinestral que se está
manteniendo en la actualidad, como sugieren
algunos autores aunque atribuyen las causas la
compresión producida por el Bloque Costa Rica –
Panamá – Choco en la esquina noroccidental de
Colombia.
El desarrollo de la componente cizallante en la
Tectónica Andina ha tenido una gran influencia en la
mineralización en el Norte Peruano, en la zona de
Cajamarca se han identificado tres Corredores
estructurales que controlan la disposición espacial
de los depósitos minerales. Así el Corredor
estructural San Pablo – Porculla (Enriquez et al.,
2006) con rumbo NW en el que se localizan una
serie de yacimientos epitermales del tipo baja
sulfuración. El Corredor Michiquillay – Hualgayoc
(Gómez & Veliz, 2002) alineado al trend Andino
caracterizado por el emplazamiento de depósitos
porfiríticos controlados por el sistema de fallas
Punre – Canchis. Y el Corredor estructural Chicama
– Yanacocha (Quiroz, 1997) con rumbo NE en el
que se han emplazado yacimientos auríferos en
depósitos epitermales de alta sulfuración. Según
Raymond Rivera, y Alex Santisteban: todos estos
corredores estructurales tienen su origen en las
grandes fallas regionales de rumbo andino, que por
lo general debido a la convergencia oblicua de las
placas tectónicas tienen una componente cizallante
asociada (strike slip). Esto se puede apreciar
claramente en el rumbo NW de los corredores
estructurales de San Pablo – Porculla y Michiquillay
- Hualgayoc. Ellos asocian al Corredor Estructural
San Pablo - Porculla a un movimiento inverso –
dextral, con la formación de estructuras “Horst tail”
y mineralización de Au tipo Bonanza en depósitos
epitermales de baja sulfuración. A demás el
Corredor Estructural Michiquillay – Hualgayoc, se
encuentra relacionado a un sistema de fallas de
rumbo andino Punre – Canchis (Rivera, 2008). Este
sistema de fallas se habría formado durante un
margen extensional (Cretácico), luego en el
Cenozoico estas fallas normales fueron reactivadas
originando una inversión tectónica positiva. El
comportamiento inicial de esta falla regional fue de
rumbo con sentido dextral, con una clara
componente compresional. Es durante el Mioceno
temprano que debido al giro horario de la dirección
de convergencia de la placa de Nazca, que la falla
Punre-Canchis se reactiva. La característica
principal de la reactivación de la falla es que cambia
su sentido de movimiento a un comportamiento
sinestral, con una fuerte componente compresional,
pero además con una clara componente tensional
en las zonas de inflexión de la falla. Estructuras
secundarias a la falla principal se formaron durante
la etapa extensional y habrían preparado el control
estructural para el emplazamiento de los depósitos
porfiríticos casi exclusivamente en el hanging wall
del sistema de fallas Punre - Canchis. (Raymond
Rivera, 2008). Otra estructura Andina que presenta
una componente de cizalla es la Falla Cajamarca
que se originó durante la Tectónica Inca con
componente inverso y se reactivó en el
Paleógeno superior como falla direccional dextral.
(Lagos et al.). El Corredor Estructural Chicama –
Yanacocha se diferencia de los otros corredores
estructurales porque tiene una orientación NE. Este
Corredor Estructural presenta lineamientos de
dirección NE que convergen con los grandes
lineamientos y fallas de rumbo andino (NW). Para
Raymond Rivera (2008) estos lineamientos de
dirección NE son producto de las principales fallas
regionales de rumbo andino (NW), es decir estos
lineamientos son expresiones estructurales
secundarias de los grandes movimientos de las
fallas de rumbo andino que por lo general tienen
asociada una componente tipo strike slip. Pero es
probable que este Corredor este influenciado por la
formación de la deflexión de Huancabamba lo que
corroboraría la influencia de la evolución del Frente
Andino Oriental en la componente cizallante de la
Tectónica Andina en el Norte Peruano. Evidencia de
esto se halla en la alineación NE de los cuerpos
mineralizados del distrito minero Yanacocha que
posiblemente se emplazaron controlados por una
falla profunda cretácea reactivada en el Paleógeno y
Neógeno temprano.

24. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 24 EAPIG-UNC
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
 Adrian J. HARTLEY, et. al.: “CENOZOIC
TECTONO-STRATIGRAPHIC EVOLUTION OF
THE ANDEAN FOREARC NORTHERN
CHILE”. Third ISAG, St Malo (France), 17-
19/9/1996
 Alain LAVENU: “NEOTECTÓNICA DE LOS
ANDES ENTRE 1°N Y 47°S (ECUADOR,
BOLIVIA Y CHILE): UNA REVISIÓN”, Revista
de la Asociación Geológica Argentina 61 (4):
504-524 (2006)
 Alain LAVENU, Nicole VATIN-PERIGNON:
“INTERPRETACION GEODINAMICA DEL
EVENTO COMPRESIVO QUECHUA A 7 Ma
EN LOS ANDES CENTRALES DE BOLIVIA”
 Alejandro Lagos Manrique, Zenón Quispe
Mamani, Julio Rodas Montenegro:
“MODELAMIENTO ESTRUCTURAL DE LAS
AREAS DE CAJAMARCA, SAN MARCOS Y
BOLIVAR”, PERUMIN, 29 convención minera
(encuentro de operadores)
 Ana María Combina, Francisco Nullo:
“CICLOS TECTÓNICOS, VOLCÁNICOS Y
SEDIMENTARIOS DEL CENOZOICO DEL
SUR DE MENDOZA-ARGENTINA (35º-37ºS Y
69º30’W)”, Andean Geology 38 (1): 198-218.
January, 2011
 A. Ramos, “PLATE TECTONIC SETTING OF
THE ANDEAN CORDILLERA” Episodes, Vol.
22, no. 3. September 1999
 Benavides, V. (1999). “OROGENIC
EVOLUTION OF THE PERUVIAN ANDES:
THE ANDEAN CYCLE”. In: Skinner, B.J., ed.
Geology and ore deposits of the Central Andes.
Soc. Economic Geologists, Littleton, CO,
Special Publication 7, 61-108.
 Bernard Dalmayrac, Gérard Laubacher,
René Marocco, “CARACTERES GENERALES
DE LA EVOLUCION GEOLOGICA DE LOS
ANDES PERUANOS”, INGEMMET –
ORSTOM, Boletín N° 12, serie D, Estudios
especiales, abril 1988.
 Calmus, Thierry, 2011, “EVOLUCIÓN
GEOLÓGICA DE SONORA DURANTE EL
CRETÁCICO TARDÍO Y EL CENOZOICO”, in
Calmus, Thierry, ed., Panorama de la geología
de Sonora, México:Universidad Nacional
Autónoma de México, Instituto de Geología,
Boletín 118, cap. 7, p. 227−266, 13 figs., 1
tabla.
 César Witt, Jacques Bourgois:
“RELACIONES ENTRE LA EVOLUCIÓN DE
LA CUENCA DEL GOLFO DE GUAYAQUIL-
TUMBES Y EL ESCAPE DEL BLOQUE NOR-
ANDINO”.
 Daniel Alex Merino Natorce, “GEOLOGÍA Y
CONTROLES DE MINERALIZACIÓN EN EL
DEPOSITO CERRO YANACOCHA, DISTRITO
DE YANACOCHA (CAJAMARCA PERÚ)”,
Tesis para optar el titulo de Ingeniero Geólogo,
UNI, Lima-Perú, 2005.
 David M. Chew, et al., “EVOLUTION OF THE
GONDWANAN MARGIN OF THE NORTH-
CENTRAL ANDES”, Geological Society of
America Bulletin, May/June 2007
 Edgardo Penzoni S. “METALOGENIA DEL
PERU”, Instituto Minero y Metalúrgico,
Diciembre 1980.
 Eric Kendrick et al: “THE NAZCA–SOUTH
AMERICA EULER VECTOR AND ITS RATE
OF CHANGE”. Journal of South American
Earth Sciences 16 (2003) 125–131
 Etienne JAILLARD: “LA FASE PERUANA
(CRETÁCEO SUPERIOR) EN LA MARGEN
PERUANA”. Boletín de la Sociedad Geológica
del Penu, v. 83 (1992). p. 81 – 87
 Etienne JAILLARD, et. al.: “REVISIÓN
ESTRATIGRÁFICA DEL CRETACEO
SUPERIOR DEL NOROESTE PERUANO Y
SUROESTE ECUATORIANO. DATOS
PRELIMINARES, CONSECUENCIAS
TECTÓNICAS”. Boletín de la Sociedad
Geológica del Perú v. 88 (1998) p.101-115
 Etienne Jaillard, et. al.: “STRATIGRAPHY
AND EVOLUTION OF THE CRETACEOUS
FOREARC CELICA-LANCONES BASIN OF
SOUTHWESTERN ECUADOR”. Journal of
South American Earth Sciences 12 (1999) 51-
68
 Federico Pardo – Casas & Peter Molnar,
“RELATIVE MOTION OF THE NAZCA
(FARALLÓN) AND SOUTH AMERICAN
PLATES SINCE LATE CRETACEOUS TIME”,
TECTONICS, vol. 6, N° 3, pages 233-248, june
1987.

25. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 25 EAPIG-UNC
 F. Megard: “THE ANDEAN OROGENIC
PERIOD AND ITS MAJOR STRUCTURES IN
CENTRAL AND NORTHERN PERU” J. geol.
Soc. London, Vol. 141, 1984, pp. 893-900, 5
figs. Printed in Northern Ireland.
 Germán Chicangana: “LA ZONA DE FALLAS
DE ROMERAL: UNA ZONA DE SUBDUCCIÓN
EXTINTA DEFORMADA Y CIZALLADA QUE
SIRVE DE CONTACTO ENTRE UNA
LITOSFERA OCEÁNICA Y UNA
CONTINENTAL EN EL NORTE DE
SURAMÉRICA”. Universidad Nacional de
Colombia, Departamento de Geociencias,
Postgrado Geología
 Gérard Laubacher, “LA TECTÓNICA TARDI-
HERCÍNICA EN LA CORDILLERA ORIENTAL
DE LOS ANDES DEL SUR DEL PERÚ”
 Hans Niemeyer, et. al., “EVOLUCIÓN
TECTÓNICA CENOZOICA DEL MARGEN
CONTINENTAL ACTIVO DE ANTOFAGASTA,
NORTE DE CHILE”
 INGEMMET, “GEOLOGIA DEL PERU”, Boletín
N° 55 Serie A: Carta Geológica Nacional
 Italo Rodríguez Morante, et al.,
“METALOGENIA, GEOLOGÍA ECONÓMICA Y
POTENCIAL MINERO DE LA DEFLEXIÓN DE
HUANCABAMBA: NOROESTE DEL PERÚ”,
INGEMMET, Boletín N° 29 serie B, Geología
Económica. Lima 2012.
 Jacques Bourgois, et. al., “GEOLOGÍA DE LA
MARGEN ACTIVA DEL PERÚ ENTRE LOS 3°
Y 12° DE LATITUD SUR”. Bull. Inst. fr. Études
andines. 1990, 19, N° 2, pp. 241-291.
 J. Martinod, et. Al.: “HORIZONTAL
SUBDUCTION ZONES, CONVERGENCE
VELOCITY AND THE BUILDING OF THE
ANDES”.
 JORGE J. RESTREPO, JEAN F. TOUSSAINT:
“CUENCAS DE TRACCION SINISTRALES EN
LA FALLA DE MINAS DEL SISTEMA CAUCA-
ROMERAL, EN LAS CERCANIAS DE
MEDELLlN, COLOMBIA”
 José Sánchez et. al.: “PUESTA EN
EVIDENCIA DE GRANITOIDES TRIÁSICOS
EN LOS AMOTAPES-TAHUÍN: DEFLEXIÓN
DE HUANCABAMBA”. XIII Congreso Peruano
de Geología. Resúmenes Extendidos
Sociedad Geológica del Perú
 Kevin Adán Andamayo Yaya: “NUEVO
ESTILO ESTRUCTURAL Y PROBABLES
SISTEMAS PETROLEROS DE LA CUENCA
LANCONES”, TESIS para optar el título
profesional de Ingeniero Geólogo, Lima-Perú
2008
 M. Sébrier, A. Lavenu, M. Servant,
“APUNTES RECIENTES SOBRE LA
NEOTECNTONICA EN LOS ANDES
CENTRALES (PERU – BOLIVIA)
 O. Dollfus, “LA CORDILLERA DE LOS ANDES
PRESENTACION DE LOS PROBLEMAS
GEOMORFOLOGICOS”, Bull. Inst. Fr. Et. And.
1974, III, N° 4, pp. 1-36.
 Omar J. Pérez et al. “VELOCIDAD RELATIVA
ENTRE LAS PLACAS DEL CARIBE Y
SURAMÉRICA A PARTIR DE
OBSERVACIONES DENTRO DEL SISTEMA
DE POSICIONAMIENTO GLOBAL (GPS) EN
EL NORTE DE VENEZUELA”, Interciencia,
febrero, 2001, vol. 26, N° 002, Caracas -
Venezuela pp. 69-74.
 OSCAR PALACIOS, et. al.: “TRANSICIÓN DE
LOS ANDES CENTRALES A LOS ANDES
DEL NORTE: NUEVA COMPRENSIÓN
BASADA EN EL RECONOCIMIENTO DE
CAMPO Y NUEVOS DATOS GEOQUÍMICOS
– GEOCRONOLÓGICOS”
 Pedro Reyes: “DISCUSIÓN SOBRE LA
EVOLUCIÓN JURÁSICO–CRETÁCICA DE LA
CORDILLERA REAL Y EL BLOQUE
AMOTAPE”
 Percy Denyer: “GEOLOGÍA Y
GEOTECTONICA DE AMERICA CENTRAL Y
EL CARIBE”, Escuela Centroamericana de
Geología, Univesidad de Costa Rica. Apdo.
214-2060, UCR, Costa Rica. 2003
 Pierina Pasotti, “PLACAS TECTÓNICAS”,
Boletin de la Filial Rosario de la Sociedad
Argentina de Estudios Geográficos, GAEA,
1922
 Pindell, J.L., and Kennan, L., 2007,
“CENOZOIC KINEMATICS AND DYNAMICS
OF OBLIQUE COLLISION BETWEEN TWO
CONVERGENT PLATE MARGINS: THE
CARIBBEAN-SOUTH AMERICA COLLISION
IN EASTERN VENEZUELA, TRINIDAD AND
BARBADOS, TRANSACTIONS OF”,

26. ______________________________________________________________________________________
ORBASA 26 EAPIG-UNC
GCSSEPM 27th Annual Bob F. Perkins
Research Conference, 458-553.
 Rafael Bartolomé de la Peña, “EVOLUCIÓN
TECTÓNICA DEL MARGEN CONTINENTAL
OESTE DE MÉXICO: FOSA
MESOAMERICANA Y GOLFO DE
CALIFORNIA”, tesis para optar el grado de
Doctor en Ciencia Físicas. Barcelona, Marzo de
2002.
 Reynaldo Charrier, Noberto Malunian,
“OROGENESIS Y EPIROGENESIS EN LA
REGION AUSTRAL DE AMERICA DEL SUR
DURANTE EL MESOZOICO Y EL
CENOZOICO”, Revista de la Asociación
Geológica Argentina, Tomo XXX, N° 2 (Abril –
junio, 1975). Págs. 193 – 207
 Richard Charles Idris Davies B. Sc. (Hons),
“TECTONIC, MAGMATIC AND
METALLOGENIC EVOLUTION OF THE
CAJAMARCA MINING DISTRICT, NORTHERN
PERU”, Thesis for the degree of Doctor of
Philosophy in the School of Earth Sciences,
James Cook University, Australia; December,
2002.
 RIVERA, Raymond & SANTISTEBAN, Alex
(INGEMMET): “CONTROL ESTRUCTURAL,
PRODUCCIÓN Y RESERVAS EN LAS
FRANJAS METALOGENÉTICAS DEL NORTE
DEL PERÚ (REGIÓN DE CAJAMARCA)”
 R. J. SUREDA y R. H. OMARINI:
“EVOLUCIÓN GEOLÓGICA Y
NOMENCLATURA PRE-GONDWÁNICA EN EL
NOROESTE DE ARGENTINA (1800-160 MA)”
ACTA GEOLOGICA HISPANICA, v. 34 (1999),
nº 2-3,p. 197-225
 Rubén Somoza: “CENOZOIC
CONVERGENCE IN WESTERN SOUTH
AMERICA: SUBDUCTION OF THE NAZCA,
FARALLÓN, AND ALUK PLATES”. 6th
International Symposium on Andean
Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona) ,
Extended Abstracts: 681-684
 Rubén SOMOZA y Marta E. GHIDELLA:
“CONVERGENCIA EN EL MARGEN
OCCIDENTAL DE AMÉRICA DEL SUR
DURANTE EL CENOZOICO: SUBDUCCIÓN
DE LAS PLACAS DE NAZCA, FARALLÓN Y
ALUK”, Revista de la Asociación Geológica
Argentina, 60 (4): 797-809 (2005)
 Thierry SEMPERE: “LAS «FASES
TECTONICAS» EN LOS ANDES CENTRALES:
ESPLENDOR y DECADENCIA DE UN
PARADIGMA GEOLOGICO”. Publicación
Especial SGP N°5 (2004) p. 203-216
 Víctor Carlotto & José Cárdenas: “¿EL
EVENTO TECTÓNICO COMPRESIVO DEL
EOCENO EN EL PERÚ: RESULTADO DE UN
PROCESO DE SUBDUCCIÓN PLANA?”, XIII
Congreso Peruano de Geología. Resúmenes
Extendidos Sociedad Geológica del Perú
 Víctor Carlotto & et. al.: “LOS DOMINIOS
GEOTECTÓNICOS DEL TERRITORIO
PERUANO”, XV Congreso Peruano de
Geología. Resúmenes Extendidos. Sociedad
Geológica del Perú, Pub. Esp. N° 9 (2010),
Cusco p. 47-50
 Victor Carlotto ET al. “DOMINIOS
GEOTECTÓNICOS Y METALOGÉNESIS DEL
PERÚ”, Bol. Soc. Geol. Perú 103: 1-89 (2009)
Sociedad Geologica del Peru SGP
 Victor Maksaev J. “LAS FASES
TECTONICAS INCAICA Y QUECHUA EN LA
CORDILLERA DE LOS ANDES DEL NORTE
GRANDE DE CHILE”, Instituto de
Investigaciones Geológicas. Casilla 10465,
Santiago – Chile.