Escalonado_tectonica Andina.docx

“CICLO DE LA PUNTUALIDAD Y LA CULTURA”

UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA Facultad de Ingeniería Civil Departamento académico de Ingeniería Geotécnica

Tema: Tectónica Andina Curso: Geología General Estudiantes: Fernando Huaman Vilca Cristian Osorio Luis Rojas Nicasio Piero Mendoza Timana Catedrático: Zedano Cornejo Julio César Ciclo: 2018-2

INDICE 1. Índice. 2. Introducción. 3. Resumen. 4. Tectónica Andina. 5. Dinámica de la placa de Nazca. 6. Evolución Tectónica Andina. a) Los Andes Septentrionales. b) Los Andes Centrales. c) Los Andes Australes. 7. Fase Mochica. 8. Fase Peruana. 9. Fase Incaica (Tectónica Andina). 10.Fase Quechua. 11.La Deflexión de Huancabamba y la Cuenca de Lancones. 12.Frente Andino Oriental. 13.Conclusiones. 14.Bibliografía. 15.Glosario.

RESUMEN 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 América. Esta es la primera observación que debemos tener en cuenta. Si observamos estructuras más locales, por ejemplo, si realizamos un cartografiado geológico en un área de la región de Cajamarca, encontramos un conjunto de pliegues de roca cretácica que se orientan rumbo andino. Suponemos que estas estructuras tras varias etapas en infinidad de esfuerzos tectónicos formaron la cordillera de los Andes. Las rocas más antiguas que se encuentran en el territorio peruano pertenecen a los periodos precámbricos, como remanentes de antiguas cordilleras, cuya historia, para los investigadores, le es difícil descifrar pues se ha perdido información geológica. La cordillera de los Andes constituye una de las cadenas de montañas mas impresionantes del planeta. Los Andes se encuentran situados sobre una zona de convergencia entre las placas oceánicas Nazca y Cocos. La cuales subductan debajo de la placa continental de América del Sur. 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” def9inidas por Gustav Steinmann. Fase Peruana ocurrida en el cretácico, luego en la Fase Incaica en el Eoceno – Oligoceno, seguida después por la Fase Quechua y otras en el Plioceno y comienzos del Cuaternario.

ABSTRACT The origin of the Andes is a consequence of the tectonic activity, product of the subduction of the Nazca oceanic plate under the continental plate of America. This is the first observation that we must take into account. If we observe more local structures, for example, if we perform a geological mapping in an area of the Cajamarca region, we find a set of cretaceous rock folds that face the Andean course. We assume that these structures after several stages in infinity of tectonic efforts formed the Andes mountain range. The oldest rocks found in the Peruvian territory belong to the Precambrian periods, as remnants of ancient mountain ranges, whose history, for researchers, is difficult to decipher because geological information has been lost. The Andes mountain range is one of the most impressive mountain ranges on the planet. The Andes are located on a convergence zone between the Nazca and Cocos oceanic plates. Which subducts below the continental plate of South America. In Mesozoic and Cenozoic rocks, the Andean cycle is recognized, comprising several stages of sedimentation and several phases of deformation, the main ones being three "tectonic phases" defined by Gustav Steinmann. Peruvian Phase occurred in the Cretaceous, then in the Inca Phase in the Eocene - Oligocene, followed later by the Quechua Phase and others in the Pliocene and early Quaternary.

TÉCTONICA ANDINA La tectónica es la división de la geología que estudia la estructura de la corteza de la Tierra. Como adjetivo, ya sea en masculino (tectónico) o femenino (tectónica), la noción refiere a lo vinculado a esta estructura o a aquello relacionado con construcciones arquitectónicas. Como especialidad geológica, la tectónica analiza las estructuras que se forman a partir del proceso que provoca deformaciones en la corteza. Las características del relieve de nuestro planeta, por lo tanto, están asociadas a la forma en que se disponen los materiales que componen las estructuras geológicas. Las estructuras originales son estudiadas por la geología estructural, mientras que la tectónica se especializa en el estudio de las estructuras deformadas. Ambas disciplinas, de todos modos, son complementarias. Las deformaciones pueden calificarse de distintas maneras. Las megatectónicas son las estructuras más grandes, que se extienden por miles de kilómetros. Las microtectónicas, en cambio, apenas pueden advertirse con un microscopio. Por otro lado, se puede diferenciar entre la tectónica de piel gruesa o tectónica de piel fina de acuerdo con el estilo de las deformaciones tectónicas cuando la corteza continental se acorta. Cabe destacar que se conoce como placa tectónica al trozo de litósfera (la capa superficial sólida de la Tierra) que puede moverse sobre la astenósfera (la capa inmediatamente inferior a la litósfera) sin sufrir deformaciones internas. La teoría que explica cómo se estructura la litósfera recibe el nombre de tectónica de placas. Es importante señalar que la litósfera es la parte externa del planeta que se encuentra a menor temperatura. La tectónica de placas intenta explicar la presencia de las placas homónimas que conforman la superficie terrestre, así como el origen de los desplazamientos que se producen entre ellas cuando se mueven sobre el manto de la Tierra, sus interacciones y las direcciones que toma cada una. La orogénesis es el proceso geológico a través del cual se acorta la corteza de la Tierra y se pliega en una zona alargada, todo como resultado de un empuje. La tectónica de placas también busca explicar dicho fenómeno, así como la razón de que los volcanes y los terremotos se encuentren en ciertas regiones muy específicas de nuestro planeta (un claro ejemplo es el Cinturón de Fuego del Pacífico, el cual incluye muchos países, desde Chile hasta Nueva Zelanda, pasando por Canadá y Rusia). Otro de los interrogantes que intenta resolver la tectónica de placas es la razón por la cual las fosas submarinas de gran tamaño se encuentran próximas a las islas y continentes, en lugar de distribuirse libremente por las zonas más profundas de los océanos. Con respecto a las deformaciones, es posible distinguir entre dos tipos de movimientos básicos: los epirogénicos (o verticales), que se caracterizan por su considerable lentitud y su amplio radio, y se producen para recuperar el equilibrio isostático; los orogenéticos (u horizontales), los cuales causan los relieves fracturados y plegados. Hoy en día, es precisamente por medio de la tectónica de placas que los especialistas pueden explicar el relieve de nuestro planeta, así como prácticamente cualquier concepto de la geología. Existe una subdisciplina de la tectónica denominada neotectónica, la cual se dedica a estudiar las deformaciones y los movimientos de la corteza de la Tierra; esto incluye procesos

geomorfológicos y geológicos. El término comenzó a ser usado en el año 1948 para englobar los movimientos tectónicos que habían tenido lugar sobre el final de la Era Cenozoica, aproximadamente 2.500 millones de años atrás. Es posible diferenciar entre las estructuras originales (que se desarrollan de manera simultánea a la formación de las rocas) y las estructuras deformadas (modificadas por fuerzas que actúan sobre las formaciones originales o sobre el resultado de deformaciones previas). UNA REVOLUCIÓN CIENTÍFICA EN GEOLOGÍA ANDINA Pese al éxito que tuvieron inicialmente, los conceptos de Stille fueron bastante criticados, en particular desde el desarrollo de la tect6nica de placas a partir de los años 1960. La escuela de Stille tenía el defecto de ser demasiado dogmática. exigiendo que sus «fases» existan hasta en regiones donde no se las observaba, y donde no habían forzosamente ocurrido. Otra crítica era que, debido al aspecto físico de las superficies de discordancia, se había llegado a considerar que las deformaciones orogénicas eran marcadamente discontinuas, cuando en realidad podían haber sido continuas durante ciertos intervalos de tiempo, a veces largos. Sobre todo, la duración corta a muy corta de las «fases tectónicas» de Stille no encajaba con el funcionamiento obviamente continuo de la tectónica de placas. En particular, no se podía en tender como orógenos tan impresionantes como los Himalayas o los Andes Centrales hablan podido ser edificados por un pequeño número de fases compresionales de corta duración. En la casa de los Himalayas, la ahora clásica tectónica de placas da la respuesta: este orógeno descomunal resulta de una colisión continua entre dos grandes masas continentales, la cual es una consecuencia de una convergencia continua de las placas que soportan estos continentes. Sin embargo, los Andes Centrales no resultan de la colisión de dos masas continentales, y el origen de su engrosamiento cortical también descomunal sigue siendo vigorosamente debatido. En los Andes Centrales, las discordancias angulares que a veces separan estratos cenozoicos se interpretan tradicionalmente, desde Steinmann, como evidencias de «fases tectónicas». Estas interpretaciones tradicionales favorecen implícitamente modelos en los cuales los espesos depósitos sedimentarios observados se acumularon bajo condiciones distensivas y fueron deformados durante pulsos compresivos de corla duración. Modelos de este tipo conducen naturalmente a elaborar catálogos de «fases tectónicas» que son marcadamente separadas en el tiempo y llevan un nombre propio a la manera de las «fases» definidas por Stille a escala mundial. En los Andes Centrales, los nombres fundamentales de estas nomenclaturas se refieren al trabajo de Steinmann, de tal forma que hoy en día se siguen usando los conceptos de «fase peruana», «fase incaica», y «fase quechua»; para las dos últimas, se ha anexado un numero al nombre de la «fase» puesto que autores más recientes han supuestamente refinado las propuestas de Steinmann. En los Andes Centrales, este tipo de pensamiento e interpretación geológica ha tenido un éxito considerable durante los años 1970 Y 1980.

PLACA DE NAZCA

Mapa de las placas tectónicas. La de Nazca se ve casi al centro, de color celeste. La placa de Nazca es una placa tectónica oceánica que se encuentra en el océano Pacífico oriental, frente a la costa occidental de América del Sur, más específicamente al frente a la costa norte y centro de Chile y la totalidad del litoral de Perú, Ecuador y Colombia. El borde oriental de la placa se encuentra dentro de en una zona de subducción bajo la placa Sudamericana, lo que ha dado origen a la cordillera de los Andes y a la fosa peruano-chilena. El límite austral de la placa de Nazca con respecto a la placa Antártica está formado por la dorsal de Chile, y el límite occidental con la placa del Pacífico por la dorsal del Pacífico Oriental. En el norte el límite de la placa de Nazca con la placa de Cocos está formado en gran parte por la dorsal de Galápagos. Los límites con estas tres placas oceánicas son divergentes, aunque abundan también trayectos transformantes. En el occidente de la placa de Nazca, específicamente en las zonas de unión entre las placas, existen tres micro placas. La de las islas Galápagos se encuentra en la unión de las de Nazca, del Pacífico y de Cocos. La de Juan Fernández en el borde entre la del Pacífico, la de Nazca y la Antártica, y la de Isla de Pascua en el límite entre Nazca y del Pacífico, un poco más al norte que la de Juan Fernández. La subducción de la placa de Nazca frente a las costas sudamericanas, zona que forma parte del llamado Cinturón de Fuego del Pacífico, ha provocado que esta área sea altamente sísmica y volcánica. Cabe destacar el gran terremoto de Valdivia de 1960, cuya magnitud de 9,5 MW, ha sido el más fuerte movimiento telúrico medido con instrumentos en la historia de la humanidad, con el cual se ha estudiado la zona Sur de Chile y se descubrió una micro placa llamada placa de Chiloé que se extiende desde la península de Arauco por el norte hasta la península de Taitao en la confluencia de las placas Sudamericana, Nazca y Antártica.

Extremo norte de la placa de Nazca con la dorsal divergente de Galápagos en rojo. Al norte de esta se encuentra la placa de Cocos.

DINÁMICA DE LA PLACA DE NAZCA Las rocas que se encuentran en el territorio peruano corresponden a los periodos 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 abarca un 40% de la corteza terrestre bañada por el único océano llamado Panthalasa, que probablemente se rompió en el periodo Permotriasico. 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 África, 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).

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 PacíficoGuadalupe 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 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.

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.

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 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 anti horario a partir del cual la dirección de convergencia (N75ºE) se mantiene uniforme hasta la fecha. Según Pardo-Casas y Molnar, la 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. Las ratios llegaron a 164 ± 65 mm/a en el Ecuador y 154 ± 58 mm/a a 10°S. La 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. La ratio de convergencia entre los 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, la 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 las ratios de convergencia, como una 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. 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 NazcaSudamérica están localizados cerca de la costa de la Tierra de Wilkes en Antártida Oriental, y por lo tanto describen una convergencia ligeramente oblicua en 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 las 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. 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. Compuesta por las siguientes subregiones: Andes del Caribe: en la costa del mar Caribe, sobre todo al este del lago de Maracaibo. Zona de subducción horizontal de Bucaramanga: al norte de la latitud de Bogotá, excluyendo el área anterior. Zona volcánica norte (ZVN): entre la latitud de Bogotá y la del golfo de Guayaquil. Al sur de Colombia, en la frontera con Ecuador, los Andes constituyen una sola cordillera con picos volcánicos de hasta 5000 m s. n. m.; hacia el norte, en el nudo de los Pastos, se divide rápidamente en dos cordilleras llamadas respectivamente Occidental y Central —de esta

última se desprende la Oriental—. El área andina que ocupan Ecuador, Colombia y Venezuela es muy verde y rica en flora y fauna. En esta región se encuentran 45 000 especies de flora y 5975 especies de fauna. Esta región, llamada Andes Tropicales, es la región más rica en biodiversidad en la cordillera andina. Las ciudades importantes de los Andes septentrionales son Bogotá, Medellín, Cali, Bucaramanga, Cúcuta, Manizales, Pereira, Armenia, Popayán, Ibagué y Pasto en Colombia; Quito, Cuenca, Loja, Riobamba y Ambato en Ecuador; y San Cristóbal, Mérida, Valera, Trujillo y Barquisimeto en Venezuela. Adicionalmente, ésta tiene una extensión, la cordillera de la Costa, que ocupa el norte de Venezuela, donde se encuentran algunas de las ciudades más importantes del país como Caracas, Valencia y Maracay.

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 vasta cuenca de Antepaís. Compuesta por las siguientes subregiones:   



Zona de subducción del Perú: entre la latitud del golfo de Guayaquil y la del lago Titicaca. Zona volcánica central (ZVC): entre la latitud del lago Titicaca y el límite sur del desierto de Atacama. Zona de subducción horizontal Pampeana: entre el límite sur del desierto de Atacama y el área del cerro Aconcagua. En esta franja se encuentran los más altos picos de América del Sur. Zona volcánica sur (ZVS): hasta la latitud del golfo de Penas.

Los Andes Centrales se extienden desde Perú hasta el nevado Tres Cruces, ubicado en la frontera entre la Argentina y Chile. La disposición de los cordones montañosos es de dos cordones separados por el altiplano andino. La altura máxima del tramo norte es el nevado Huascarán (6768 m s. n. m.) y del tramo argentino-chileno, el nevado Ojos del Salado (6891 m s. n. m.).9 Al inicio norte de este sector se encuentra la depresión de Huancabamba, que la separa de la Zona Volcánica Norte. Camino hacia el sur, los ríos río Marañón y Santa conforman importantes divisiones, el cañón del Marañón y el callejón de Huaylas respectivamente, este último divide la cordillera Blanca de la Cordillera Negra. En dirección sur, la cordillera

Occidental continúa a través de la cordillera Huayhuash y permite la formación de la meseta de Bombón, lo que orográficamente se denomina «nudo de Pasco». A sur del Nudo, los afluentes del río Apurímac conforman una región surcada por numerosos cañones aluviales. Al norte de la cuenca del Apurímac, el Vilcanota también forma un valle aluvial que se inicia en la zona de glaciares que delimitan la Meseta del Collao. Hacia el paralelo 15°S se inicia la Zona Volcánica Central en el Sara Sara. La ya mencionada Meseta del Collao, o simplemente el Altiplano, domina el paisaje al sur de los 15 °C para el sector central de los Andes. En esta altiplanice se emplazan dos grandes lagos, el Titicaca y el Poopó, que conforman el sistema endorreico más extenso de Sudamérica. La población se concentra más en el altiplano y en la costa periandina como es el caso de la capital peruana, Lima, cuya área metropolitana llega hasta los 950 m s. n. m. Entre las ciudades interandinas más importantes localizadas en este sector de la cordillera se encuentran Arequipa, Huamanga, Puno, Tacna, Cajamarca, Huancayo y Cuzco en Perú; y La Paz, Sucre, Potosí, Cochabamba y Oruro en Bolivia.

Los Andes Australes: Los Andes australes se extienden hasta el extremo sur de América del Sur en Argentina y Chile. Esta región concentra casi la totalidad de los tipos climáticos. Puede ser subdividida, a su vez, en: Andes de transición Aquí se hallan los picos más elevados, aunque la altura promedio desciende. Los pasos son difíciles y escarpados. Están constituidos por sendas dorsales separadas por un valle longitudinal de entre 10 y 40 km de ancho. Al oeste se encuentra la depresión intermedia, fosa tectónica que separa los Andes de la Cordillera de la Costa, que apenas supera los 2000 m s. n. m. de altitud. Al este se yergue la cadena principal con algunas de las cimas más elevadas: el cerro Aconcagua (6960,8 m s. n. m.), el volcán Tupungato (6635 m s. n. m.) y el cerro Mercedario (6770 m s. n. m.). Andes patagónicos La cordillera de los Andes se vuelven la macro forma predominante, las alturas descienden drásticamente debido en parte a la erosión glaciar que ha creado una costa de archipiélagos y fiordos, y a la vez por la complejidad del proceso de subducción entre las placas de Nazca y Sudamericana, la primera penetra a mayor profundidad y en menor extensión, esto provocó un menor elevamiento respecto a zonas más septentrionales, pero las alturas relativas de las montañas las hacen de las más codiciadas por montañistas en todo el mundo pues estas

montañas tienen sus bases casi al nivel del mar. Las alturas principales son el volcán Lanín (3776 m s. n. m.), el cerro Tronador (3478 m s. n. m.), el monte San Valentín (4058 m s. n. m.), el monte Fitz Roy o cerro Chaltén (3375 m s. n. m.), el cerro Torre (3133 m s. n. m.), el cerro Paine Grande (3240 m s. n. m.) y las torres del Paine (3000 m s. n. m.). La cordillera Darwin en la isla Grande de Tierra del Fuego presentan las últimas grandes elevaciones antes de que los Andes finalmente se sumerjan bajo el mar al este de la isla de los Estados. El monte Darwin es el más alto en Tierra del Fuego (2488 m s. n. m.), seguido del monte Sarmiento (2350 m s. n. m.).

Antartandes : Los Andes se prolongan hacia el oriente de la isla de los Estados (Tierra del Fuego) formando una cordillera submarina denominada dorsal del Scotia, la cual solo logra aflorar por sobre las aguas oceánicas en las cumbres o sectores más elevados de la misma, generando de este modo islas, las cuales son llamadas Antillas del Sur: islas Aurora, Georgias del Sur, rocas Clerke, islas Sándwich del Sur, Orcadas del Sur y Shetland del Sur. Los Andes emergen nuevamente como cordón cordillerano en la Antártida con el nombre de Antartandes, la gran cadena montañosa de la península Antártica.

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 sin tectónicos 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 del tipo compresión, que afecta principalmente la Costa, Cordillera Occidental y el Altiplano. Durante el periodo 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 Maastrichtiano (división de la escala temporal geológica, es la última edad del periodo Cretácico). De un punto de vista tectónico-sedimentario, se pudo establecer la siguiente cronología: I.

Coniaciano basal: se produjo la llegada abrupta de material detrítico arcilloso; levantamiento y erosiones locales, más marcadas en el Sur y el Oeste.

II.

Coniaciano superior-Santoniano basal: ocurrieron 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 marina y el levantamiento progresivo del margen sin deformaciones importantes seguidas por una transgresión de origen marino en el Campaniano medio.

III.

Campaniano superior: se produce el cabalgamiento y deformación 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 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. En la región oriental se evidencia un hiato sedimentario regional desde 85 a 73 Ma entre los miembros Napo superior y Tena inferior. Estas evidencias indican que la colisión y acreción del “plateau oceánico Pallatanga” ocurrió durante esta fase, dando como resultado la formación de la zona de sutura Calacalí-Pujilí-Palenque.

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 de Nazca y Sudamericana que se producen alrededor de la anomalía 25.

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 deposición de los Volcánicos Llama.

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 Eoceno inferior y medio, es decir, correspondería a una subducción plana 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. La Fase Inca II, se caracterizó por una deformación “compresiva” cuya máxima expresión se sitúa hacia los 43 – 42 Ma. 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, 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 la 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 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. Fue durante el Mioceno temprano que la actividad magmática se reinició. El magmatismo se encontró temporalmente ligado a la fase Inca IV 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. 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. El origen de la falla Punre-Canchis 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 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

En el Ecuador la fase tectónica Inca se pone en evidencia por los siguientes argumentos: entre 34 –37Ma en la Costa se registra un hiato sedimentario, en la Cordillera Real existe una alta tasa de exhumación entre 43 y 30 Ma en el área de la cuenca de Cuenca se depositan los sedimentos con el aporte de la Cordillera Real de la Formación Quingeo y entre 42 y 37 Ma se tiene una alta tasa de convergencia (150 mm/a) en una dirección N70°. 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.

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.

Esta convergencia se caracteriza por una tasa importante, superior a 8 cm/s hasta 11 cm/s a los 10°S y una dirección casi perpendicular a la fosa Perú-Chile. Para Sébrier y Soler, 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, 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. El análisis estructural sugiere que el acortamiento fue aproximadamente E-W. La Fase Quechua II (Mioceno Medio) también está bien documentado y sigue la dirección de acortamiento del Quechua I. 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 Miocénica 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. 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. 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, 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 tasa 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. 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 ante arco, reflejando el inicio de la compresión Este–Oeste. En la Cordillera Real alrededor de 9Ma existió una reactivación de fallas con desplazamiento 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. Todo indica la existencia de una nueva fase tectónica denominada Quechua II. En el Mioceno tardío un cinturón volcánico continuo, 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.

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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.

Deflexión de Huamcabamba 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 Amotapes Tahuín 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. Está área es la clave para entender el comportamiento tectónico de la margen andina y de terrenos alóctonos. 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.

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).

Formacion de la cuenca de Lancones 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. 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. 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. La acreción del bloque Amotapes-Tahuin, transportada por una Paleoplaca Pacifica provocaría el bloqueo de la subducción asociada al arco Jurásico y la naciente de una nueva zona de subducción al oeste, cuya geometría se reflejaría en el arco Albiano Cretácico superior. Después de la acreción del terreno de Amotape Tahuín 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 con un continuo fallamiento dextral del terreno de Amotape. En la cuenca Lancones al menos se desarrollaban tres etapas de depositación 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.

Frente Andino Oriental El Frente Andino Oriental representado como Sistema de fallas Cauca-Romeral en Colombia y Venezuela y Falla Golfo de Guayaquil en el Ecuador y norte de Perú divide los andes septentrionales o bloque Nor- Andino de los Andes Centrales. El bloque Nor–Andino está formado por rocas continentales y oceánicas adicionadas al continente. 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.

Esquema de la geodinámica en el Noroeste de Sudamérica 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. 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. Basado en el estudio de la geometría de micropliegues en charnelas verticales, en una falla del Sistema Romeral, se postuló un desplazamiento sinestral 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 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 última 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.

CONCLUSIONES

BIBLIOGRAFIA - https://previa.uclm.es/profesorado/egcardenas/subduccion.htm - https://es.wikipedia.org/wiki/Cordillera_de_los_Andes - http://andesmarques.blogspot.com/2011/09/cordillera-de-losandes.html - https://es.slideshare.net/laurarojasperea/tectonica-andina-y-sucomponente-cizallante - https://www.researchgate.net/publication/323409629_TECTONICA _ANDINA_Y_SU_COMPONENTE_CIZALLANTE_Alusivo_al_norte_del _Peru - http://sisbib.unmsm.edu.pe/bibvirtual/publicaciones/geologia/v12_ n23/pdf/a11v12n23.pdf

GLOSARIO 1- Acreción: Acrecimiento es un término que se utiliza para nombrar el crecimiento de un cuerpo por agregación de cuerpos menores 2- Astenósfera: es la zona superior de nuestro manto terrestre. Ubicado por debajo de la litosfera, aproximadamente entre 30 y 130 kilómetros de profundidad. 3- Altiplano: s una meseta intermontana elevada, que se encuentra generalmente localizada entre dos o más cadenas montañosas recientes 4- Cordón: se denomina a la forma costera que se debe a la acción combinada de transporte de materiales por los grandes ríos y las corrientes de deriva litoral,

5- Deformación. - Cualquier material se puede deformar de tres maneras:  Deformación elástica: el material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformación desaparece (por ejemplo, una goma elástica). Es, por tanto, una deformación reversible.  Deformación frágil: el material se fractura como respuesta al esfuerzo (sería el caso de un vidrio roto). Al igual que la anterior, también es irreversible.  Deformación plástica: la deformación se mantiene, aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la plastilina). La deformación es irreversible. 6- Diaclasas. – Son deformaciones frágiles de pequeña magnitud. Afectan, como máximo, a un estrato. A veces solo a una roca o mineral. Su origen puede ser tectónico por la energía interna de la Tierra, o no. 7- Emplazamiento. - Término utilizado para describir el desarrollo de una masa de roca eruptiva dentro de otra roca preexistente, sin existir ninguna relación genética entre ellas. Por ejemplo, uno puede referirse al emplazamiento de un

granito sin querer decir específicamente que fue introducido violentamente, por intrusión. 8- Era Mesozoica. – Fue una de las tres etapas geológicas del Eón Fanerozoico. 9- Fallas. – Son deformaciones frágiles. Los materiales se rompen y se produce un desplazamiento suficiente de los fragmentos rotos (sin desplazamiento no es posible visualizar las fallas). Generalmente las identificamos porque se ponen en contacto materiales de distintas edades. 10- Granitoides: las rocas plutónicas cuyo contenido en cuarzo está comprendido entre el 20 y el 60 %. 11- Graven: Un bloque de falla situado en una posición relativamente baja, limitado por fallas directas opuestas. 12- Lahar. –Son fluidos compuesto de sedimentos volcánicos con una gran cantidad de agua. Puede estar conformado de diferentes granulometrías y tipos de rocas. Estos flujos se pueden provocar por la saturación de agua en los macizos volcánicos provocando el arrastre de material, ya sea por intensas lluvias o deshielo, por lo que igualmente pueden ocurrir lahares aunque el volcán no esté en erupción. Un lahar hace referencia a una avalancha de productos volcánicos, al ser un flujo en su mayoría busca los cauces de los ríos para seguir su trayectoria. Pueden ser fríos o calientes, dependiendo de las condiciones volcánicas, así como del material que arrastre. 13- Maastrichtiense: Es una división de la escala temporal geológica, es la última edad o piso del periodo Cretácico. 14- Molasa. –Se denomina así a una asociación de rocas sedimentarias clásticas de origen terrestre y marino que forman depósitos costeros. Constituyen principalmente areniscas y pizarras y se depositan en playas, lagunas, ríos y pantanos. 15- Neotectónica: se dedica a estudiar las deformaciones y los movimientos de la corteza de la Tierra; esto incluye procesos geomorfológicos y geológicos. 16- Paleomagneticos: es la disciplina que, enmarcada dentro del geomagnetismo, se encarga del estudio del campo magnético de la Tierra (o de cualquier otro cuerpo planetario) en el pasado. 17- Pliegues. – Son deformaciones plásticas que afectan a varios estratos. Se visualizan fácilmente por la pérdida de horizontalidad de los estratos. 18- Orogénesis: al proceso geológico mediante el cual la corteza terrestre se acorta y pliega en un área alargada producto de un empuje lateral. Normalmente las orogenias son acompañadas por la formación de cabalgamientos y plegamientos. 19- Siniestral. - Término aplicado a las fallas de desgarre para describir la dirección aparente del movimiento aparente, en este caso hacia la izquierda. 20- Subducción: Proceso por el que una placa litosférica oceánica se hunde bajo otra placa, ya sea oceánica o continental.