Proyecto GR-1 : Síntesis estructural de la costa sur del territorio peruano. Latitud 16° 00' a 18°30'

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Proyecto GR·1

"SÍNTESIS ESTRUCTURAL DE ILA COSTA SUR DEL TERR:ITORIO PERUANO" LATITUD 1'6° 00' a 18°30'

Martín OVIEDO MENA Harmuth ACOSTA PEREI RA Aldo AJfonso AL VAN DE LA CRUZ

Dirección de Geología Regional

(3)

INDICE

INDICE ... 01

1 NTRODUCCIÓ'N ... 02

SlíNTESIS !ESTRUCTURAL DiE LA COSTA SUR DEL TIERRITORIO iPERUANO" LA TI TUO 16° 00' a 18°30'... . . ... 03

1. UBICACIÓN ... 03

2. MARC10 GEOLÓGICO ... ' ... 04

2.1. 'El Basamento Precambrico ... 04

2.2. El Paleozoico ... 05

2.3. 'EII Mesozoico ... 06

2.3.1'. La Formac:ión Chocolate ... 06

2.3.2. La IFormadón Matalaque ... 06

2.3.3. fntrusivos ... 06

2.4. El Cenozoico ... ... 08

2.4.1. La Formación Moque.gua ... 08

2.4.2. El ·Grupo Tacaza ... 08

2.4.3. La Formación Barroso ... 08

2.4.4. La Formación Sen cea ... 09

2.4.5. Volcanes 'Holocenos ... 09

2.4.6. Volcanes Pleistocénioos ... 09

3. CONTEXTO ANDIINO REGIONAL ... 1 O

4.

GEOLOGfA ESTRUCTURAL ...

13

4.1. PRINCIPALES SISTEMAS DE FALLAS ... 13

4.1.1. SISTEMAS DE FALLAS INCAPUOUIO (SFI) ... 13

4.1.1.1. Sector Pachia- Palca ... 16

4.1.1.2. Sector Cerro Machani.. ... 17

4.1.1 .3. Sector de Toquepala -llabaya ... 18

4.1.1.4. Sector Moquegua ... 19

4.1.1.5. Sector Los Calatos ... 23

4.1.1.6. Sector Alto de Cocachacra-Omate ... 26

4.1.2. SISTEMA DE FALLAS OINCHA- LLUTA ... 34

4.1.3. SISTEMA DE FALLAS ESTE-OESTE ... 28

4.1.3.1. Falla Torre Grande ... 28

4.1.3.2. Falla Cho,cl6n ... 29

4.1 .3.3. Falla Pampa B11anca ... 29

4.11.4. SISTEMA OE FALLAS TRANSVERSALES ... 29

4.1.5. OTRAS FALLAS REGIONALES ... 36

5. PROYECTO G!R1 (A~O 2007) ... 31

5.1. Zona de Cerro Yanacoto-Yura ... 33

5.2. Zona de Alto del Meadero ... 34

5.3. Zona de ·Cocachacra ... 37

5.4. Zona de Quebrada Guaneros ... 37

5.4.1. Falla Guane os ... 39

5.4.2 Sinclinal de Guan·eros ... 40

5.·4.3. Antíclínal Guaneros ... 40

5.5. Zona de 'Camana ... 40

5.5.1. Falla El Toro ... 40

5.6. Zona de IMollendo ... 41

5.6.1. Fallla Isla y ... 41 5:6.2. Falla el Angel. ... 41

5.7. Zona de llo· ... 42

5.7.1. Fallla llo ... 42

(4)

INTRODUCCIÓN

Políticamente los est,udios re(;opilados fueron realizados en los departamentos de Arequipa, Moquegua y Tacna. Los primeros estudios geológicos desarroHados en la .zona descrita, fueron realizados en la época de los cuarenta, con el cuadrángulo de Arequipa por JENKS (1948); BELLIDO Y GUEVAHA (1963) hojas de Punta de Bombón Y Clemesi; NARVÁEZ (1964) hojas de llo y Locumba; GARCiA (1968), hoja de La Joya; JAÉN Y ORTIZ (1963) hoja de La Varada; VARGAS (1970) hoja de Arequipa; WILSON Y GARCIA (1962), hojas de Pachia

y

Palea, MONGE Y CERVANTES (2000) redefinen la geologia en las holas de Pachia

y

Palea, VICENTE (1981) Hace una reconstrucción estratigráfica y estructural para la cuenca Arequipa, juntamente con sus estudiantes de .la universidad de Arequipa, quienes hacen ·ex·celentes trabajos en sus tesis d·e bachillerato. (PiiNO, ET Al, 2004; SEMPERE, ET AL 2002, 2004), hacen estudios regionales, en la parte sur del temitorio peruano, planteando hipótesis sobre la conformación estructural del la zona de :est·udio. (ROPERCH & CARLIER, 1992), realiza :estudios de geocronologla, los cuales fueron continuados por muchos autores, hasta que actua·lmente MARTINEZ ET AL, 2004. como antecesor en el proyecto GR-1 ofrece información que es plasmada en el presente informe.

(5)

SÍNTESIS ESTRUCTURA DE LA COSTA SUR DEL TERRITORIO PERUANO"

ATITUD 16° 00' a 18°30'

1.

UBICACIÓN

La zona estudiada está ubicada políticamente en los departamentos de Arequipa,

Moquegua y Tacna (Fig. 1 ), entre los paralelos:

16° 00' a 18(}30' de Latitud Sur

69° 30' a 72°00' de Longitud Oeste

Fisiográficamente se enouentra en la vert1iente oeste de la Cordillera Occidental a lo

largo de la faja costanera, y limitados hacia el oeste por ·el ·océano Pacífico, y hacia el

sur por la república de Chile.

72 00

+Joya

Malara 1

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Moliendo

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Fig.1. Mapa de ubicación de la zona en estudío

3

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....

18

°

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.

69°

(6)

2. MARCO GEOLÓGICO

2.1. El BASAMENTO PRECÁMBRICO

Las rocas Precámbricas en el sur del Perú aft·oran en la Cordilllera Occidental, al NO de Arequipa (gneis de Charcani), cerca de las provincias de Arequipa., Moquegua y Tacna (Martignole ~et al., 2003) y a lo largo de !la Costa !Pacífico desde Paracas a llo (Dalmayrac et al., 1977; Shacklenton et al., 1979), tienen una extensión aproximada de 830 Km de largo y 125 Km de ancho ortogonal a la 1 fnea de costas en el sur del Perú. El Basamento Precámbrico de la costa sur del Perú fue denominado como Complejo

Basal de la Costa {Jenks, 1948; Bellido y Narváez, 1960) para describir secuencias de

gneises y esquistos asociados con íntrusivos de granitos rojos y dioritas gneisicas que afloran en el área de Ático, mientras que Shaciklenton et al., (1979), acuñó el término, Macizo de Ar~equipa para un bloque de gneis Precámbricos que afloran a lo largo de toda la costa Pacífica al sur del Perú. El' Macizo de Arequipa es el principal componente del Basamento del orógeno Central Andino (Wasteneys et al., 1995), siendo la ocurrencia del ensamble mineralógico, ortopiroxeno-sílimanita-ouarzo, común en estas rocas, de manera que son descritas en base a estos minerales, como mígmatitas de ultra-alta-temperatura (Martignole et al., 2003). Las rocas mas antiguas presentan edades entre 2000 Ma- 1900 Ma (Wasteneys et al., 1995; Dalmayrac et al., 1977; Ríes, 1976), pero han sido debatidas por el tiempo del metamorfismo de esas rocas. E.studíos de iRb/Sr y UIPb implican metamorfismo de faoies granulitas~anfibolitas entre 1900 Ma a 1800 Ma (Cobblng et al.. 1977), pero recientes estudios de datación de gneises por U/Pb oerca de Moliendo, Qu'tca, Camaná indican un alto grado de metamorfismo entre 1200 a 1000 Ma (Wasteneys et al., 1995), alternativamente Oalmayrac et al (1977}. propone que esas rocas experimentaron dos eventos metamórficos, ambas durante el Paleoproterozoico {1950 Ma) y Neoproterozoico {700 Ma). Recientemente geocronologfa de zircones por U/Pb revelan dos dominios

Mesoproterozoicos de facies granulitas: 1200 Ma al NE de Quilca y 970 Ma en las

afueras de Moliendo, indicando esas edades al evento orogénico-metamórfico Grenville (Wasteneys et al., 1995). Una de las pocas ocurrencias de rocas anortosíticas de edad Proterozoica están documentadas en el Basamento de los Andes, siendo su lugar de ocurrenoia llo, hacía el norte de las inmediaciones del codo de Arica, con una edad modelo de 1150 Ma, indicando una edad Grenville (Martignole et al., 2005). En la localidad de Marcena depósitos de tillitas de la Formaclón Chiquerío (Caldas, 1979) en una matriz de diamictitas indicarían una edad probable

Neoproterozoico. Análisis de zircones y de isótopos de C para las Formaciones

(7)

Macizo de Arequlpa (Torres 2008)

2.2. IEL P~LEOZOIICO

El magmatismo Paleozoico y metamorfismo ha sido identificado en la Cordillera de la

Costa

en el sur del IPerú Evídendas de íntrusivos graníticos ordovlcicos en el sur del Perú, que intruyen Basamento granulitico Precámbrico, estarían evidenciando una orogenia para el paleozoico ·nf·er,ior, llamado en la parte sur de Sudamérica como

",orogenia Famatiniana", y en la costa s•ur del Perú estando representado por el Bato lito

de Camaná-Ático (Shacklenton et aL, 1979}, siendo este arco magmát1ico ordoví,cico la probable ~uente de los tufos lapilli de 11a Formación Olllantaytambo y capas de Umaclliri

en e'l altiplano peruano (Bahlburg, H.; Galilotto V.; Gardenas

J

.

,

2006). Actualmente se está relacionando más a arco:s vol:cánicos y clasificados como 1intrusiones tardías calcoalcalinas post colisión (Martfnez W. y Cervantes, 2003).

El magmatismo Paleozoico tardfo. a lo largo del mar,gen pacifico de Gondwana ha sido documentado desde la antártida hasta el norte de Chile (Mukasa y Dalziel, 2000, Ramos

y

Aleman 2000), al sur del Perú esta evidenciado por el Batoliito de San Nicolás (Sillúrico tardio-Devónico tempran,o). La evidencia petrológ,ica provee nuevas lineas de evidencia a sugerir la presencia de un sistema de arco extendido para el Paleozoico superior en el sur del Perú, que puede haber persistido desde el Si'lúrico tardío a Devónico temprano por el emplazamiento del Batolito de San Nicolás (Mukasa

y

Henry, 1·990). Este arco m.agmático calcoalcalino co1n alto-K, se desarroHo durante el cierre de la cuenca extens¡onall del bajo Paleozoico (Aieman y lleón, 2002)~. Los estudios de Zr - Hf - Ta y discriminantes como Ta ~ Nb, para ~estas unidades paleozoicas denota un régimen tectónico de subduoción •incipiente con plutonh:;mo y

volcanismo asociado (Aileman y león, 2002) producto de'l cierre de cuencas extens11vas.

(8)

2.3. El MESOZOICO

2.3.1.

Formación

Chocolate

La Formación Chocolate es expuesta en el sur del Perú entre la oiudad de Nazca

y

Tacna, principalmente en las !laderas

de

111

a

Cordillera Occidental y

a

lo larg<O de ila

costa. Esta unidad litoestra11igráfica fue inicialmente descrita oer.ca de Arequi¡pa por Jenks (1948· "Volcáni.oos Clhocolate"), qui.en le as1igno una edad Jurásica. !Esta consiste de una sucesión de rocas volcánicas (andesitas, basalto, traquitas, tufos y aglomerados) con interca:lación de llutitas., calizas, areniscas y congl·omerados. Cerca de la parte superior de ·esta unidad, un amonite Sllnemuoríano (Vargas, 1970, Vicente, 1981) fue ~encontrado en una :intercalación de cal~as. !Estudios recientes han sugerido que la base de esta un·dad pude ser tan antigua como e:l. Carbonífero tardío (Pino et al., 2004; Sempere et al., 2004). A lo !largo de la costa (IPocota, Punta del Bombón.

Puerto ~iejo), 11a Formación Chocolate sobreyaoe discordante ~con ·estratos elásticos de :probable ~edad Paleozoico tardío. Esas relaciones sugieren que la base de la Formación Choool.ate pertenezca ,al Paleozoico tardiío, y posiblemente de edad Pérmico medio (Martfn·ez

W

.

et al., 2005).

2

.

3.2.

1Formaci6n Matalaque

Las secuencias volcánicas de la Formación Matalaque afloran a lo !largo con díreooíón

NO-SE, como un cinturón discontinuo entre eil poblado de lchufla (Moquegua)

y

el poblado de Palea (Tacna). Esta fue desorita inioiallmente por Marocco y beil Pino (1966) en la hoja de lchuña (departamento de Moquegua), extendiéndose hacia el sur al seotor de Caramas Omate, donde esta fue r~eoonocida por García (1978). en este sector Vicente (1981) desaibe a esta formac'ón, como un equivailente lateral! de la

F~ormación Muroo. En lla r-eg,ió:n de IPachia

y

Palea, Wi·lson (1962) define una similar secuenda (volcano-sedimentaria) llamada Formación Chullucane. Más tarde Mong.e y Cervantes (2000}., redefine esta secuencia lito-estratigráfica estableciendo esta similar un:idad reconocida en lchufta (Matalaque), Mostrando una :intercalación de ar:eniscas

interbandeadas con calizas

y

oongilomerados

y

flujos AndesíUcos

y

dacit:ioos. Su

posición litoestratigráfica ,encima del Grupo Yura y debajo de las ~calizas Cretácicas de

la Formación Arcurquina indica su ubicación en el C etacico infer1ior.

2.3.3

.

lntrusivos

El Bato'lito de la Costa en la parte sur del Perú pr~esenta una long,itud de 830 Km a lo largo de la fosa oceánica, la parte sur de esta estructura magmática se divide en dos segmentos principales (Arequipa

y

Toquepala) siendo subdividida dentro de cinco superun'dades intrusi'llas que fueron empl'azadas como pulsos disoretos magmáticos del Jurá'sioo al Paleooeno (190-61 Ma) intruyendo 1rocas del Basamento :Precámbrioo. Dos superunidades conforman el segmento Arequipa (Tiabaya y Linga) y tres superunidades el s~egmento ~oquepala (Punta Coles, Ha y Ya:rabamba) (Boily et al.,

1989). la superunidád Punta Coles ~es parcialmente expuesta ·como intrusiones g.abroicas a plutones dioritícos {Sánchez., 1983)

y

monzotonalitas, pri:ncipalmente aflorando a lo lar:go de la costa e 'intruyendo rocas volcánicas del Jurásíco de la Formaoión Chocolate (localidad de Cocachacra), y raramente rocas del Basamento IPrecambrioo· {Oiiver et al., 1993}. Oataciones de IU/Pb en ziroones !Indican edades en~re 188.4~184 Ma entr~e el J:urás1ico inferior~medio (Mukasa ,et al., 1986). La superunidad llo que consiste de plutones oon composiciones desde tonalitas a granodioritas e incluso algunos granitos, cortan a los intrusivos de Punta Coles en el

(9)

Dataciones K-Ar indican edades entre 113 ± 2.5 Ma y 99.9

±

2.2 Ma, asignándole una edad Albiana (Cretácico inferior)_ La súper unidad Yarabamba aflora mucho

mas

al interior y es generalmente mas evolucionada que las otras dos, consistíendo de plutones de granodionita

a

granito que han intruido

a

los intrusivos antelíiares del segmento Arequipa, los volcánicos Jurásicos del Chocolate, asr como los sedimentos del Jurásico tardío a Cretácico temprano del grupo Yura {Oiíver et al., 1993). (Fig.3).

Cordillera de la Costa Altiplano

Edad Mo_ Cordillera •Occidental

Neógeno

Paleógeno

Cretáceo sup.

Cretáceo inf.

Hvaylillas

f6 Gpo. Tacaza/Hu'Jacollo

}tC:

-

-P~hu --~

Gpo. Toquepala

lntrusfvos

No Asignados

Setolito Chal/aviento li Unidad Yttrabamb8

S per Unidad Tiabaya

--A>r-,,S~per Unidad Jlo

Súper Unidad Puna Coles

Fm Ma!alaque

Jurásico sup. ·1.0.11111

Jurásico inf.

Paleozolcit.

loSa e ~)

Bstolito de Atico-Caman8

Flg.3. Unidades intrusivas relacionado a espacio y tiempo (Marttnez W. et al., 2003)

(10)

2.4. EL CENOZOICO

2.4.1. Fonnación Moquegua

Afloramientos de la Formadón Moquegua Inferior {Eoceno medio-Oligoceno bajo, aprox. 45 a 30 Ma) a lo largo de la Cordillera Occidental de los Andes estan caracterizados por areniscas rojizas y sedimentos de grano fino (fango, arena y arcilla). Una capa de ignimbrita encima, en la parte superior de la secuencia en Moquegua dio una edad aproximada de 30 Ma (Marocco et al.. 1985) y aprox. 27 Ma (Sebrier et al., 1988). La Formación Moqueg·ua superior (Oligoceno superior-Mioceno medio, aprox. 30 a 15 Ma) consiste de flujos de material volcánico retrabajado,

sedimentos lacustrinos, e ignimbritas, también depo.sitados en la escarpa occidental de

!los Andes. Dentro de esta formación, gruesas secuencias de ignimbritas son

1intercaladas oon sedimentos finos, perteneCiientes a lla Formación Huaylil'las (Tosdal et

al., 1981 en Mamani, 2006). Ellos han sido datados por la zona de Mcx¡uegua en 24.43

±

0.17 M a y en la zona de Puquio en 22.2 ± 0.34 M a fYVomer dato no publicado).

2.4.2. Et Grupo Tacaza

El grupo Tacaza fue desarrollado a lo largo de la Cordillera Ooodental (Fig.4 y 5) y particularmente a lo largo del margen NE. tomando su actividad magmática alrededor de 29-15 Ma (Mamani et al., 2004). El Grupo Tacaza presenta intercalación de brechas, flujos de lavas de composición andesítica de textura afanitica a porfiritica, secuencias de estratos aluvial y fluvial e ignimbritas. IMúltip:les intrusiones del· tliem:po

Tacaza son observadas a 'lo largo del sistema de fallas Cusco~Lagunillas-Laraqueri­

Abaroa. Algunos centros volcánicos del Tacaza de esa edad -20 a -15 Ma aun se conservan en forma Circular (Mamani, 2006).

2.4.3. Fonnaclón Barroso

La Formación Barroso inferior (Mioceno superior-Plioceno inferior aprox. 10 a 3 Ma) se desarrolla a lo largo de la Cordillera Occidental. Las lavas erosionadas de los ,estrato volcanes intercalados con fango son observados en dirección al oeste de la parte baja

de los vollcánicos Barroso (por ejemplo dentro de valle Chili, Challahuaya) están

compuestas por andesitas y dacitas. Tosdal et al., (1981) reporta una edad de plagioclasa para el cerro Barroso en 5.3 ± 0.3 M a y edad en plagioclasa de 7 .O ± 0.4 Ma, edad de roca total para Andesitas 3.3 ± 0.1 Ma cerca de Cerro Barroso. Bellon y efevre (1976) reportan edades de 4.45 y 4.10 Ma para estra~o volcanes del NE ,de Arequipa. Klinok et al '(1986) obtiene edades: de volcán Hualto (6.1

±

0.6 Ma), Ananto

(9.5

± 0

.6 Ma) Huarancante (6.7

± 0

.7 Ma) y Tutí (5.3 ± 0.7 Ma}. Kaneoka (1982)

reportan una edad de 7 Ma para el volcán Salinas

y

6 Ma para los volcanes cerca al

lago Titicaca y entre 6 y 3 Ma para volcanes alrededor de Tarata.

La Formación Barroso s-uperior (Plioceno superior a Pleistoceno, 3 a 0.8 Ma)

representa volcanes activos recientes a lo largo de la Cordillera Occidental. Algunos de esos conos-estratos (por ejemplo el Coropuna, Hualca Hualca y Chacha ni) han sido

activos hasta el Plioceno

y

Holoceno. Kaneoka (1982) reportan edades para el volcán

Antapuna de 1 ,.19 y 1.2 Ma. Klinck et al. (1986) obteniendo ~edades de lavas de Hualca Hualca (1.1 Ma)

y

lavas de Chivay {0.9 Ma). La evolución típica es caracterizada por la erupción continua en gran parte lavas de composición similar a andesita o riodacita.

(11)

2.4.4. Formac·ión Senc.ca

La Formación Sencca {Plioceno, aprox. 3 a 2 Ma) es depositada entre la Cordillera Ocddental

y e

l NO del Altiplano Peruano. Consiste de sedimentos lacustrinos

y

flujos

de ignimbritas llenando los valles incídídos (Por ejemplo cuencas Senoca, Yauri). Las

ignimbritas de la parte inferior de Sencca se encuentran en la parte superior de lavas del Barroso inferior (Fig.4), cerca de la villa Sencca, las pumitas de similar edad están dadas en Maure, Moquegua. Chuquibamba, Salamanca y Caravelí.

2.4.5. Volcanes IHolocenos

El arco volcánico reciente (<0.01 Ma) son grupos de volcanes acfvos. Ellos están

aprox. 150 Km encima de,l plano Benioff~Wadati. La mayoría de los mas jóvenes y conocidos volcanes: activos con erupción histórica <0.5 Ma (Sabancaya, iEI Misti, Ubinas, Huaynaputina, Ticsani, Tutupaca, y Yucamane};

e

inactivos <0.8 Ma {Sara

Sara, Ampato, Camiri, Purupurine, Titire, y Kere) son estrato-conos con forma simétrica. Las lavas de esos volcanes consisten de Hornblenda-Piagioclasa andesitas a dacitas con matriz vidr1osa. El volcán Chachani es <3 Ma. este es un complejo estrato volcán de domos dacítíoos, l·avas de compos:ición andesítica y oon supelficie piro elástica (Mama ni et al.. 2006).

2.4.6. Volcanes Pleistocénicos

!Rocas volcánicas vidriosas shoshoniticas (<0.6 Ma) eruptadas de fisuras asociadas a fallas relacionadas a un cambio en el sigma de esfuerzos regional en el back-arc, tal como los volcanes de Quinsachata, Oroscocha. Rumicolca, y Pisaac.

Lavas Alndesiticas monogenéticas (<5000 arios) eruptadas de pequeños conos de cenizas, que produjo una inclinación a un lado de conos

y

algunos flujos,

así

como Andaguas (Puca, Mauras, Tísoho, Jenchanya, Ninamma, Chilcayoc), Huambo, cerro Nicholson, Chivay, lquipi y muchos otros (Fig. 5) (Mamani et al., 2006).

17-1 . 1.4-17

o

5

10

15

20~ ¡,.

25 .-;p(ll

lcgcnd

30 ~ · lcanbrn

35

R.ed he<:l

Fig.4. Perfiles un estratigráficas del Cenozoico del sur del Perú

(Tosdal et al .• 1981; K.aneoka, 1982 y Sempere et al., 2004, En Mamani, 2006)

(12)

,F!ig.S. Arcos volcánicos Eoceno. Oligoceno y Neógeno en el Sur del Perú (Mama ni, 2006).

3. CONTEXTO ANIDINO REGIONA:L

Desde el inic1io de la subduooión 1'1ellacionado al magmatismo andino apr,oximadamente

hace 200 M a. r,epite por etapas cambios al este de el principal ,eje del arco magmático

generando una combinación de cuatro aproximados paralelos, siendo mas jóvenes al

este los arcos magmátioos andinos (Coira et al., 1982; Scheuber et aL, 1'994}:

• El arco Jurásico temp.rano-Cretá.oioo temprano a lo llargo de l:a presente Cordillera

de la Costa.

• El arco Cretácico medio ailineado con valles longitudinales.

,. El arco Cretáoioo-Eoceno en gran parte correspondiente al borde oeste de la

Cordillera Occ"dental.

• El arco Oli·gooeno tardío-Mioceno 'tardío y el moderno CVZ componen :la Cordillera

Occidental

y

Altiplano donde ocurre las más grandes variaciones químicas.

Cada sistema de arcos tienen o no su magmatismo backarc a una distancia

apl'1oximada de 120 Km. (Marnani et al., 2006}. El sistema de al"oo magmático en el

margen de la Cordillera Occidental dell CVZ (de las siglas en ingles, .zona Volcan,ica

Central) se desarroll~o en el Jurásico temprano a tiempos recientes debido a la

subducción de la placa de Nazca, el arco cambio de ugar progresivamente aprox. 150

Km de la posición occiden1al en el .Jurásioo al presente en la Cordillera Occidental en

~el Oligoceno ·(Scheulber, 1994). lla migración del arco empez:ó antes de aprox. 120 Ma

y les atríbuida a erosión cortical y variable inclinación del "slab"; este periodo es

referido al Ciclo Andino (Coira et al., 1982). Gradual cambio de posici·ón al este de la

actividad magmática fue principalmente restringido a plutonismo, mientras que

volcanismo ocasionalmente pausado puede ser di~id'do dentro de periodos de

ausencia y abundancia de actividad magmática. (Mamani, 2006).

La importante cuenca Jurásica en el ·sur del Perú, corresponde a un ·significativo

adelgazamiento de la l1itosfera ,continental, que se traduoe por lla presencia de ~un

abundante magmatismo básico, ~este magmatismo se manifiesta por int11usivos básicos

(13)

En el Cretáceo inferior existieron cuencas relacionadas a rift que se abrieron en un

corredor norte-sur en el Perú (Sempere, 2004) y fue acompat'iado por pequeños

volúmenes de volcanismo e intrusiones alcalinas (Lucassen et aL, 1996b). El

fracturamíento de Gondwana en el Cretáceo medio incremento el separamiento entre

Sudamérica y Sudáfriica y realzo la subducción al oeste de la costa del continente

sudamericano. {Mamani et al., 2006). Durante el Cretácico tardío (aprox. 80 Ma) a

Terciario temprano (aprox. 60 Ma) el arco magmático fue cambiando al este, al

occidente de los pie de monte de la Cordillera Occidental (Mamani et al.. 2006). Varias

cuencas intramontañosas, parcialmente interconectadas, se desarrollaron en el sur del

Perú (Bogdanic

y

Espinoza, 1994). Actividad de arco magmático disminuyo después

de un periodo de 40 Ma durante la extensión, capas rojas fueron depositadas en la

Cordillera Oriental (Mamani et al., 2006). En el Miooeno tardfo la principal actividad de

.arco magmátioo incr·emento oon el inicio de convergencias más altas. El moderno arco

subalcalino esta 80 Km de amplitud

y

esta localizado en l.a Cordillera Occidental

(Coira, 1'982).

El reanálísis de la tectónica Cenozoica en el antearco, arco, y Altiplano suroccidental

del sur del Perú sugiere que esta gran región del orógeno ha sido dominada por

extensión y transcurrencias (por ejemplo el sistema de fallas lncapuquio, SFI) desde

por lo menos -30 Ma. El SFI probablemente facilito el abundante magmatismo del

Cretácico tardío-Paleógeno temprano (Grupo Toquepala) y remanentes activos

durante eil Oligoceno, formando el margen NE activo de la cuenca Moquegua (Jacay et

al., 2002), (Fig. 7}, ·en contraste con el Altiplano nororiental, Cordillera Oriental y faja

sulbandina, donde el acortamient·o si ha sido importante (Sempere et al., 2006) (Fig.6 y

7),

PNu-Chll .SoiMa aprox. 16. 22'S

s

w

Tranch

o 50 1061o.r

-Wesler Cordilleca

Pr&..Cordl er Al · ano-P

NE

Su aró!

1 E.astem Cordillera ¡~o~:~ rlJil bol¡loreland

El !levantamiento de los Andes centrales empezó a partir del Eoceno (Mamaní et al.,

2006). Estudios asumen que el engrosamiento cortical y correlativo incremento del

relieve fueron causados por agregación de material magmático del manto a la corteza

(Thorpe et al., 1981; Petford et al., 1996) debido a cambios en la proporción y ángulo

de convergencia (Soler y Bonhomme, 1990), absoluto movimiento de la placa, la

moñologra de la subducción del "slab" o la subducción de la Placa Oceánica o la

Cordillera. Recientes estimaciones muestran que la adición del magma explicaría solo

unos pocos porcentajes de engrosamiento cortical observado (en Mamani, 2006).

(14)

up

Fig. 7. Ascensión y emplazam•ento magmas co por condiclones de esfuerzo

lítosté ·co (Tosdal y Richards, 2001).

No obstante, el magmatismo tiene una influenaia en la reotogía del mat·erial y puede localmente contribuir al engrosamiento de la zona activa del arco {Lamb et aL, 1997).

Otro estudio de la formadón de la corteza superior y sedimentos sobreyacentes demuestran que el acortamiento compresiona! de la placa superior y cabalgamiento de la cadena andina sobre el Escudo Brasileño son el mecanismo que conducen al engrosamiento cortical y la principal fase de acortamiento tectónico tomo lugar en tiempos del Mioceno, que acelero el levantamiento (Jordan et al., 1983). Modelos del levantamiento andino consideran que el levantamiento se inicio hace 60 Ma en la

Cordillera Occidental. luego se desarrollo y mas lento dentro de la Cordillera Oriental. y

(15)

4. GEOLOGiA ESTRUCTURAL

La presente sintesis viene a ser una recopilación de datos de tectónica, elaborado por diferentes autores, dentro del área del Proyecto GR-1 (Evolución de llos arcos magmátioos Mesozoicos-Cenozoicos del sur de Perú), describiéndose ·las fallas más importantes de carácter regionaL

La metodologfa para la presente síntesis, consiste en hacer una recopilación de los diferentes autores, refiriéndose a una falla o a un sistema de fallas, con el fin de determinar la importancia y caracterlsticas que estas poseen.

4.1. PRINCIPALES SISTEMAS DE FALlAS

4.1.1. SIS1lEMA DE FALLAS INCAPUQUIO (SFI)

Consiste en el rasgo estructural más importante en el extremo sur del terr:itorio peruano. Este sistema de fallas fue estudiado por diferentes autores:

Wilson

&

García (1962), lo describen como el "Sistema de Fallas de lncapuquio", en el área nor-oriental del cuadrángulo de Pachía

y

occidental de Palea a una faja de fallas cuyos elementos principales tienen un rumbo de N50° -55°0. Trabajos efectuados por

la Com'sión de la Carta Geológica Naci·onal en los ouadrángulos de Tarata y Moquegua, indican que la falla principal es una continuación al ·sur-este de lla falla de lncapuquio que Barúa el año 1961, mapeó en 11os alrededores de Toquepala. Aparentemente, se trata de una provincia tectónica que cubre una gran parte del Perú meridional. Las fallas importantes reconocidas en Tacna, pertenecientes a este sistema son las fallas de lncapuquio, Challaviento

y

Bellavista cuyo rumbo general es de

N50° -

55°0.

Asociadas directamente con las fallas principales, se encuentran las fallas de Corapuro, Quebrada Seca, Cerro Carane, y Palquilla y los pliegues de Af'lache y de Carane. Además Wilson & Garcfa (1962) menciona que hay estructuras de menos importancia, como por ejemplo las fallas de Capujo y de Molletela. que son paralelas a las fallas principales

y

un juego de fallas

y

pequeftos pliegues cerca a la confluencia de las quebradas Ataspaca y Caplina.

En varios lugares se encuentra asociados con estas fallas ciertos cuerpos igneos ácidos, de textura microcrístalina, que aparentemente tiene la forma de dique. Los mapas geológicos hechos por Wilson & Garcia (1962), muestran que existe una

asociación estrecha entre estos diques

y

las fallas.

Al NE de la falla de lncapuquio Wilson

&

Garcia (1962), encuentran otras fallas menores que aparentemente integran el mismo sistema. e;¡ sinclinal de Carane está cortado ai sureste por una falla que corre 6-7 1km oon rumbo SO-NE. formando en fuerte ángulo oon. la falla de lncapuquio que pone en ,contacto los volcánicos del Grupo Toquepala por un lado con conglomerados de la formación Moquegua por otro lado. En el mismo sector, Wilson & García (1962) describen cerca de la loca'lidad de Estique

Pampa, otras fallas que corren paralelas oon la gran falla de lncapuquio. poniendo en

contacto a las calizas

y

mármoles de la formación Pelado con las areniscas y lutitas negras de la formación Machani. Aunque se conoce que esta falla es de alto ángulo,

sin embargo los afloramientos no bastan para decir si es normal o inversa.

Wílson, (1962) indica que el primer y principal movimiento de la falla lncapuquio, tuvo lugar en una etapa comprendida entre el' post-Toquepala y ;pre-Moquegua. Los

movimientos posteriores según Wilson. habrian sido de tipo normal en una época

(16)

Jaen (1965) describe a la Falla lncapuquio como una falla regional reconocida y

mapeada desde la frontera con Chile, donde ingresa al cuadrángulo de Tarata por el

borde sur a inmediaciones de la hacienda Putina, de donde continúa con rumbo

N50°0 por la esquina suroccidental de la hoja hasta salir de ella por 11a localidad de

Chejaya. Su traza en todo este tramo de cerca de

31

Km. de longitud ·es bien

conspicua; entre el borde occidental de la hoja y alto de Las Cuohillas constituye un

alineamiento definido a lo largo del cual se encuentra la quebrada Chintar:í, desde el

cerro Las Cuchillas hasta el extremo meridional, la traza no es claramente visible por

estar cubierta por material detrftico procedente de las laderas. Según Jaen. (1965) la

falla lncapuquio afecta principalmente a los volcánicos Toquepala y sólo en un

pequeño sector del extremo Suroriental, disloca a la formación Ataspaca, poniéndola

en contacto con la formación Toquepala. En la apacheta de Mogotito el tufo Huaylillas

se halla cubriendo la taza de la falla, sjn ser afectada. La Falla lncapuquio sugiere un

p·lano de flracturamiento de alto ángulo,; y zonas de intensa alteración que existen en

ciertos tramos de su traza, donde llas rocas presentan un fuerte fracturamiento.

Jaen, (1965) no define el movimiento de la falla lncapuquio, Wilson, (1962} sugiere

que esta falla es del tipo transcurrente (strike slip fault) y considera que su movimiento

principal fue en sentido horizontal, debido al cual se habrían producido los pequeñ.os

pliegues de arrastre que existen en ambos lados de la falla con ejes dispuestos a

menos de 45° con respecto al plano de fracturamiento. Esta relación es notada

también por Jaen, (1965) en la zona de Tarata, donde los ejes del pequeño anticlinal

de Alto de Las Cuchilllas y del sinolinal de Poquera, que se hallan respectivamente al

lado Norte y Sur de la falla, manteniendo dicha posición de angularidad.

Jaen, (1965) 'hace una descripción de otras fallas principales asociadas al movimiento

de la falla lncapuquio. siendo estas: la falla Curibaya, Cairani, Molleraco y Miracapilla.

a Fall Curibaya, descrita por Jaen, {1965), se desprende del lado norte de la falla

lncapuquio en un punto situado al oeste del paraje Coropuro (rro Sama). la falla

presenta zonas de alteración

y

localmente escarpas pronunciadas que siguen un

rumbo promedio N25°0 con buiamiento de 4

r

a 69" .al N.E. La falla afecta en toda su

longitud a la formación Toquepala. Debido a su intersección con la falla lncapuquio

con un ángulo menor de 45°, se le considera :subsidiania de aquella y posibl.emente

originada por los mismos esfuerzos de compresión (Jaen, 1965).

La Falla Cairanl se reconoce en una longitud aproximada de 12 Km. desde las

inmediaciones del pueblo de Cairani hasta el Alto de Caballuna (Jaen, 1965), su

rumbo promedio es de N40°0 y su buzamiento 65° al NE. En las inmediaciones de

Camilaca se encuentra cortando a rocas de las formaciones Chachacumane y

Toquepala; en el Alto de Cairani su traza se halla cubierta por los tufos Huaylíllas.

Aunque no ·existen evidencias muy claras respecto al sentido del movimiento, las

observaciones de campo hechas por Jaen (1965), hace suponer que se trata de una

falla normal con el b~loque Norte hundido.

La traza de la falla MoUeraco sigue el curso de la quebrada Molleraco desde su boca

en el río Sama, hasta el cerro Vilachaca cerca de la mina Vitamina 11, en toda su

longitud afecta solamente a rocas volcánicas de la formación Toquepala. Es una falla

de tipo normal de rumbo general NE y fuerte buzamiento al Este; el bloque

relativamente hundido parece ser el del lado oriental (Jaen, 1965}.

La Falla Miracapilla, (descrita por Jaen, 1965), corta transversalmente al valle del rio

Salado a 3 1Km. ag1uas arriba de su desembocadura en el Sama. Tiene un rumbo

(17)

Huaylillas a los cuales pone en contacto con el volcánico Toquepala. Su salto se estima en 200 m.

BeHido, (1979) manifiesta que La Falla lncapuqUiio clasificada como de tipo transcurrente por Wilson y García (196.2) tiene desarmllo regional. Está reconocida y

mapeada desde la frontera con Chile hasta el valle del Tambo, en una dístancia oerca de 140 km. Las fallas de lncapuquio están asociadas con otras fallas, las cuales unas veces son más ·O menos paralelas

y

en otros casos constítuy.en ramificaciones que se desprenden de la principal con ángulos de 30° a más, por lo cual dice que es más conveniente denominarlas como Sistema de Fallas lncapuquio.

Bellido (1979) reconoce en el cuadrángulo de Moquegua a la falla lncapuquio que

ingresa por el lado oríental de la hoja, justamente por la parte alta del pueblo de llabaya, de donde sigue con dirección N45°0. Bellido (1979) dice

que

la traza de falla es reconocible a través de 11as localidades de Calumbraya, parte frontal del macizo diorítico-granodiorítico de Micalaco, Villa de Toquepala, hondonada de lncapuquio, quebrada La Simarrona y cerros del Chorro, luego continúa por la parte frontal de los cerros Calera y Chilca confonnados por

roca

ígnea. Se supone que la notable escarpa de rumbo este--oeste ·que se halla inmediatamente al norte de Moquegua, dellante de la linea de los cerros Los Angeles, Estuquiña y Huaracane, representando la continuación de la falla lncapuquio al ONO, pues su posición y dirección coinciden con el alineamiento de la falla. La falla lncapuquio, conforme puede apreciarse en el mapa de Bellido (1979), tiene una traza casi recta; en el 1lado suboli·ental del cuadrángulo ofrece una bifurcación, cuyos ramales después de un recomdo de cerca de 1!5 km vuelven a juntarse, limitando asl un bloque lenticular alargado de roca volcánica, aparentemente hundido.

Jacay et. al, 2002, hace su !interpretación mencionando que, la estructura d·el ·extremo

sur del Perú •es dominada por el sistema sinextral lncapuquio-EI Castillo (SFIEC), de orientación N125°, el cual es slsmicamente activo

e

incluye estructuras en flor de pequei'ía a gran escala, que han exhumado el basamento precámbrico (Jacay et al,

2002). En este sistema, los buzamientos de las fallas varlan de 90° {dominante) a 35°, y Uin componente inverso levanta generalmente los compartimentos noreste (Sempere et. al, 2002).

Sempere et. al, (2002) menciona que el SFIEC representa, en primera aproximación, el limite del plateau que se extiende hacia el noreste y soporta los volcanes de edad Neógeno superior que conforman la Cordillera Occidental. Por lo menos al este de 70°10'0, ciertas fallas del SFIEC presentan cataclasitas a milonitas de geometria subvertical y un ancho hectométrico.

La distribución y el espesor de los conglomerados oligooeno-miooenos sugieren que el SFIEC oonsti~uyó el Umite noreste ac~ivo, de la "cuenca Moquegua'". Es posible que el abundante magmat.ismo de arco representado por el vecino y deformado Grupo Toquepala (Cretáceo superior ~ Paleógeno inferior) se desarrolló en relación con una transgresión a lo largo del SFIEC (siguiendo al modelo de Saint-Bianquat et al, 1998).

Es bastante significativo que muchos plutones coetáneos ·ocurren en la estructura en flor de Huatiapa (Sempere et. al, 2002).

Martinez et. al, 2005 hace un estudio regional del sistema de fallas lncapuquio,

presentando sus resultados mediante una descripción por sectores: • Sector IPachia - Palea

• Sector Cerro Machani

• Sector Toquepala -llabaya • Sector Moquegua

(18)

• Sector Los Calatos

• Sector Cocachacra - Omate

4 .. 1.1.1. Sector Pachia - Palea

Martlnez et. al, 2005 menciona que en este sector lo mas resaltante del sistema de

fallas lncapuquio, es la formación de un rombo estructural asimétrico que corresponde a una estructura en flor positiva (Jacay et al., 2002; Pino et al., 2002, Sempere et al., 2002b) y esta bordeado por tectonitas producidas por la actividad de las fallas asociadas. Este rombo estructural representa un primer bloque con mayor exhumación

donde afloran rocas correspondientes al Complejo Basal de la Costa (basamento),

Grupo Cabanillas (Devoniano), al este afloran rocas de los grupos Tarma

-Copacabana del Carbonifero y la Formación Chocolate (Permo-Jurásilco). En un tercer

bloque más al sur;este existe una serie de pliegue.s apretados que afectan a unidades

litoestratigráficas próximas a alguna falla de este sistema. Estas caracteristicas estruoturales y su asimetría evidencian que se trata de un sistema transcurrente sinextral que funciono principalmente en forma transpresiva (Jacay et al., 2002; Pino et al., 2002; Sempere et al., 2002b).

Martinez et. al, 2005 indica que en la zona depósitos recientes a este SFI se

encuentran fallados, demostrando que se trata de un elemento estructural activo. En el sector de Vilavilani (carretera Palea - Vilavilani) se observa traza de falla (Foto 1) que pone en contacto directo ¡parte de la Fm. Chocolate con la Fm. Huaylillas con una falla de bajo ángulo de dirección N350° 38°NE y un pitch 35° de componente sinextral

inversa, asimismo tenemos datos relacionados al sistema con una dirección

(19)

Fig. 8. agen mostrando el sistema ncapuquio en el sur de Perú Palea, entre las quebradas Vilavilani y Palea (Tomado ·de Martinez et. a'l, 2005).

4

.

1

.

1

.

2

.

Sector Cerro Macha n

i

Manl!inez et al, (2005) observa un sistema de tallas en flor positiva. En la quebrada

seca al Qeste del Cerro Machani se observa el sobre-escurrimiento de la Fm. Socosani

(calizas), sobre la Fm. Moquegua (conglomerados) con espejo de falla de dirección

N280° 45°NE de dextral i (Foto

2.

Fig. 9)

17

Foto 2. Sobre-escurrimiento

de la F'm. Soco ni (JuráSico

medio con la f m. Moq¡,¡egua

Paleógeno _ g no).

Corr · ;-ponde al i rema de

falla capuquio. Vi ta

hacia el NE en la Qda. Seca,

oeste del Cerro Machani

(20)

4.1.1.

3

. Sec

t

or de Toquepala llabaya

Martinez et. al 2005, menciona que en este sector, como característica principal de

estas fallas pertenecientes al sistema de fallas lncapuquio, separan os volcánicos del

Grupo Toquepala de intrusívos relacionados

a

la Súper Unidad Yarabamba, así mismo

existen fallas pequeñas que corresponden al mismo sistema (Foto 3).

En este sector el corredor estructural Jncapuquio esta conformado por dos fallas

paralelas que son la Falla lncapuquio y la Falla Micalaco las cuales presentan un

rumbo N120° a 130°. En el sector de Toquepala la falla Micalaco se ubica a 5.5 Km, al

norte de la falla lncapuquio. La Falla Micalaco se le ha reconocido con una extensión

de 21 Km de largo, con zonas anchas de fracturamientos brecnamientos y

cizallamientos {Martinez el. al, 2005).

Como caracterlstica plinoipal de estas fallas es que separan los volcánicos del Grupo

Toquepala de intrusivos relacionados a la Súper Unidad Yarabamba. Asl mismo

existen otras fallas pequeñas que corresponden al mismo sistema (Fig. 10). (Martinez

(21)

po Toquepala sobre la Formación Moquegua. Sector noreste de Ticapampa.

Flg. 10 Imagen satel mostrando la Fallas lncapuquio y Micalaco (rumbo similar). En la Mina

Toquepala s·e ha reconocido la Falla Sargento que corta perpendicularmente al SFI (Martinez et. al 2005).

4.1.1.4. Sector Moquegua

En la hoja de Moquegua Martinez et. al, (2005) observo todo el SFI en su máxima

expresión; ya que en este sector entre Otora y la Mina Toquepala aflora las trazas de

fallas con un ancho aproximado de 23 Km, como consecuencia de este intenso

tectonismo se puede observar estructuras mayores paralelas como son:

La Falla ln·capuquio, que es reconocida desde la frontera con Chile (Palea) con un

rumbo N 120° a 1300 con buzamientos desde 35°80 llegando hasta la verticalidad. En

·el :sector norte de Moquegua Martinez

et

al 2005, r·econoce esta falla, que toma un

rumbo N85°0

y

buzamiento de 65°NE cortando a secuencias de la Formación

Huaracane, al sur de este sector pone en contacto secuencias volcánicas con

(22)

conglomerados de la Formación Millo. Las medidas principal·es para este sector son

N20°0 - 40°NE, estrías 50° dextral Normal,

1

N15°IE

-

60°NO, estnías ·60° inversa

s•ínextral. (Foto 4).

l

En

el sector de la quebrada Mamarosa sector del cerro Baul'to s·e observa un sobre~ escurrimiento de bajo ángulo ·en,tre las un·dades deJI Grupo Toquepala y la Formación Moquegua. (Foto 5} (Martioez et. al 2005).

La FaUa Micalaco es reconocida por Martinez et. al.. 2005, con una extensión de más de 21 km, pr•esenta una z-Ona ancha de fracturamiento, brechamiento y dzallamiento.

!Regionalmente con la falla lncapuquio controlan el emplazamiento de cuerpos 1íntrusivos

y

sub-volcánicos, presenta moViimientos gravitacionale·s y transounrentes. En el sector de Otora - Torata se observa un sob:re-es·ournimiento de la F·ormación Huaracane (Cerro Mejía) sobre la Formación Moquegua (Cerro Baúl) con un rumbo

IN1•60° y 40°

oon

un pitch de 55° inversa de componente sin·extral.

(23)

Foto 7. Vi~ta de norte a sur d~de el 'Cerro Vizcachane se observa ~ona amplia fracturada y cizallada pr,oducto del SFI.

La presencia de un sistema de rallas normales e inversas de alto ángulo, indica ,el

intenso teot,onismo ocurrido en el sector y que ootiresponden a épo,cas diferentes posiblemente desde tiempos jurásicos. También se Uene la presencia de sigmoides que indican el sist,ema de esfuerzos y cizallamiento (F1ig. 11 y 12), (Martlnez et al,

2005)

(24)

Fig.11. Perfil esquemático entre los cerros es y donde se·observa el comportamiento del Sistema de Fallas lncap quio, y su relación con el volcanísmo del Grupo

Toquepala (Martinez et. al 2005).

Fig. 12. sector se el SFI. Además de la

relación existente entre el sistema estructural con los yacimientos de pórfidos de cobre localizados en el sur peruano (Tomado de Martinez et. al, 2005).

Martinez et. al, (2005) observo que la Falla Quellaveco presenta un rumbo N120° con

una traza sinuosa y buzamientos casi verticales, sugiriendo que se trata de una falla

gravitacional, que afecta tant·o a r·ocas volcánicas de la Formación Quellaveco como a

rocas intrus1ivas de lla Súper Unidad Yarabamba. Esta falla corta sistemas subsidiarios

antiguos, además estas estructuras han sído aprovechadas por cuerpos de dique de

(25)

la Falla Asana ubicada en el curso del río Asana y la quebrada Altarani. En su extremo este presenta una sinuosidad con un ancho promedio de 70 m, produciendo un intenso fracturamiento. Esta falla tiene una dirección inicial hada el este de N 120° y buzamiento de 80° NE. en el sector del proyecto Quellaveco toma un rumbo E-Q

con buzamientos verticales. Esta falla produce zonas de debilitamiento en los volcánicos de la Formación Quellaveoo

y

controla el emplazamiento de la Súper Unidad Yarabamba (Martinez et. al 2005).

La FalJa Viña Blanca, ubicada al este de la mina Cuajote (Martinez et. al, 2005), presenta un rumbo de N125°-85°SO, estrías de

600

inversa de composición sinextral. Aflora con una extensión aproximada de 8 Km. Luego es cubierta por depósitos recientes.

Martinez et. al, (2005) menciona que la falla Botiflaca atraviesa el campamento Villa

Botiflaca, perteneciente a la Mina Cuajone (Empresa Southern Perú). Esta falla tiene

dirección N120- 60°NE con estría de

aso

inversa de componente dextral. También se observan fallas secundarias con una direoción N75°, bu¡amiento de 80°SE, estría de

55° normal con componente dextral. Hacia el norte, esta fallla posiblemente se una a la

falla Micalaco, pues desde proximidades de'l campamento Botiflaca en la mina

Cuajone, hacia el norte se presenta una amplia zona de cizallamiento

y

fracturamiento

complejo (Martinez et. al 2005).

4.1.1.5.

Sector

Los

Calatos

Martinez et. al, (2005), manifiesta que este sector está afectado por la falla Micalaco, el cual tiene dirección N135° y de oomponente transcurrente dextral, indicando que esta falla pertenece al Sistema de Fallas lncapuquio. También observó antiguos lineamientos de dirección N50°~70°E, Jos cuales fueron desplazados por el SFI. la

interacción de estas estructuras originó zonas de debilidad estructural, aprovechadas para el emplazamiento de intrusiones magmática.

Martinez et. al, (2005)., menciona que el sistema de faltas tienen un rumbo N 110°

buzamiento 70° SO estrfa 50°, de tipo inversa con oomponente dextral. Las fracturas predominantes tienen un rumbo N65° O oon buzamiento de

aso

SO.

En base a los datos de campo, Martinez et. al, 2005 manifiesta que en la zona de estudio, existió una etapa compresiva en el periodo de 70 Ma.

y

,65 Ma. Seguida de una etapa distensiva posterior, hacia el este se ubica la Cuenca Jahuay (intramontaña) {Foto 8 y Flg. 13).

23

Foto 8. Vista tomada hacia el este, desde la trocha al Proyecto Los Calatos, se

observa secuencias

sedimentarias de la Fm.

Sotillo (Jaguay). 1Estratos con buzamiento de hasta 80° al NE luego se ponen horízontales {Martinez et. al

(26)

Perfil 0-E trocha los Calatos hacia troncal principal Omate

"z Ú

• as11 eho

S1111ema de Fall Ja~>J 1

Mt<:ll-·f ~

l«:mmaa •

1 • FK.H oe lllbü {t~ll'tlnt.u) 1111 5 01., :¡.ol 5, es!J<i~J lid&& giS f0j'Zii5,COO llti006 Oó'rel ! IICIIM: Fm Par aq¡e

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4.F,IIn

Fig. 13. Diagrama esquemático donde se muestra la influencia del Sistema de Fallas

(27)

Martinez et. al, (2005), mediante la recolección de datos microtectónicos realizo en siguiente mapa (Fig. 14 ).

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-Fig. 14. Focos de sismos corticales se ubican sobre el SFI (A. Pino, et al., 2004) y depósitos

recientes cercanos a él se encuentran fallados demostrando que se tr.ata de un sistema

estructural activo.

(28)

4.1.1.6. Sector Alto de Cocacha~cra

-

Omate:

Martine¡ et. al. (2006), manifiesta que el control estructural existente en este sector se

encuentra dividido en dos bloques, Norte y Sur y a lo largo de la línea Cocachacra

-Omate (Fig. 15); el bloque norte, es un alto estructural limitado a lo largo del río

Tambo, estando controlado por la exhumación del Complejo basal de la Costa (CBC) y

al parecer f·ue sometjdo a una fuerte erosión durante los últimos 1

O

Ma (Martinez et. al

2006). El bloque sur, ha preservado de la erosión a la mayoría de tos cuerpos

intrusivos de la faja costanera y la Cordillera Occidental. No aflora prácticamente el

CBC y los mayores depósitos de porfidos de cobre se encuentran en este bloque

(29)

Mapa estructura l ! con los may . ores sistemas de fa llll as translitosfér i cas y li neamientos -Su r de Perú N

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(30)

4. 1.2. SISTEMA DE FALLAS CINCHA LUTA

Vicente et al, 1979, describe un sobre-escurrimiento denominado Cíncha-Liuta, el cual

presenta un alcance de cerca de 25 km, un destacado cizaUamiento honizontal de la

unidad invertida de Lluta y la existencia de ejemplares ventanas tectónicas por medio

del macizo de Arequipa, que presenta todas las características de un manto de

corrimiento o napa de regular envergadura. Además Vicente et al, (1979), menciona

que su prolongación fuera del área de estudio en un probable frente de cerca de

300km de desarroUo, lo convierte en un elemento estructural mayor de la arquitectu~a

de la cordille~a occidental del sur peruano, correspondiendo a la fase peruana. Vicente

et. al, (1979) describen dos sectores claves:

El sector de Lluta, que corresponde a la parte entre el río Uuta y .la Quebrada Anticura.

observando un notab'le sobre--escurrimiento de los gneis particularmente vis.ibles en el

margen derecho de'l río Lluta, que tienen un buzamiento de bajo ángulo de inclinación,

20°-25° al SO, mediante el cual los gneis cabalgan a las cuarcitas

y

pelitas rojas de la

Formación Murco.

El segundo sector clave para Vioente et. al, (1979), está entr·e Cincha

y

Uquiña, donde

resalta el accidente de Cincha, de orientación E-0, mediante el cual se repite la

secuencia mesozóica, cuyo contacto está jaloneado por importantes diapiros de yeso.

Martinez et al, 2005 describe al Sistema de Fallas lnca,puquio-Cincha-Liuta (SFICLL)

como

un sistema muy importante a nivel del Suroeste Peruano y también el más

conocido. Afirma que se trata de todo un gran sistema de fallas de rumbo sinextral,

con componente en Transpresión, y con d(recóón NO~SE, que se extiende desde la

frontera con Chile, pasando por los sectores de Pachía-Palca, continuando por

Toquepala-Moquegua, Arequipa y proyectándose más ihacia el Norte.

4.1.3. SISTEMA DE FALLAS ESTE..OESTE

Bellido et. al, (1960) identifico tres fallas de gran longitud y aparentemente de fuerte

desplazamiento, pertenecen a este grupo de frac~uras a las que se han denominado

de Sur

a

Norte: Falla Torre Grande, Falla Gallíneros y Falla Pampa Blanca. Indicando

que los rasgos de estas fallas son perfectamente observables en tramos apreciables

de su traza, y están señaladas por escarpas que muestran trituraciones y laminaciones

de las rocas de los labios de falla. Estas fallas son de alto ángulo, presentando

hundidos !los bloques delllado Norte.

Indica también que en el extremo occidental las fallas de este sistema terminan a

manera de curia contra la gran escarpa, a lo largo de la cual,

corre

la supuesta Falla

Lobos.

4.1.3.1. Fa'lla Torre Grande

Bellido et. al, (1960) indica que la traza de esta falla se reconoce desde la Quebrada El

Toro, en el extremo SE del cuadrángulo de Atice (33-o), hasta la Quebrada Lobos en

el lado Noroeste. Su rumbo promedio queda ·entre N60° - 70°0, presentando en

algunos tramos una dir,ección E-0, su buzamiento varía de 60°·80° al Nort.e. Desde la

Quebrada Choclón hacia el SE, esta falla marca el contacto entre los gneis del

Complejo Basal y la Formación Mitu (Bellido et. al, 1960) del Permiano, en cambio al

oeste de la Quebrada Choclón, se encuentra cortando los gneis y en parte

constituyendo el contacto gneis,.diorita, indicando que esta falla parece del tipo normal

(31)

Solamente al norte de esta falla se encuentra la Formación Mitu de edad permiana

(Bellido et. al, 1960); no aflorando asr en el lado sur, ni a manera de remanentes.

Indica también, que es posible que habiéndose levantado este bloque

y

posteriormente peneplanizado, la región haya desaparecido por erosión. IPor otro lado,

las capas de la Formación Mitu (Bellido et. al, 1960} terminan en. la pared de la falla,

con ligero arqueamiento hacia arriba, como se observa en la quebrada Atico, explicado

como efecto del arrastre producido por el fallamiento. Esta falla es considerada por

Bellido et. al, (1960} de edad post Mitu.

4

.1.

3.2.

1

Fana

Choclón

Bellido et. al, (1960) indica que esta falla es bien reconocible en la zona, donde,

pequeñas y numerosas quebradas que forman la quebrada Choclón se juntan para

entrar a cortar el macizo de la Costa, y está señalada por una escarpa casi vertical de

cerca de 1OOm de altura, formada por los labios del bloque sur. Esta falla presenta un

rumbo E-0 con buzamiento pronunciado al norte.

Al este de la quebrada ChoCIIón esta falla se encuentra cub'erta por la Formacibn

Moquegua y por vo,lcánicos del Chachani, Bellido et al, (1960), presume que su

prolongación oriental continúe por 'la profunda quebrada Gallineros. Esta falla se

encuentra trozando rocas de la Formación Tarma del Pensilvaniano, como aparece al

SE del cerro Lobos, por otro lado, la escarpa de esta falla ha servido de parapeto en

ciertos lugares, a las corrientes de tufos del volcánico de Chaohani que se

desplazaban de norte a sur: mientras que, en otros sectores ha sido rebasada y

encapada por la mencionada formación volcánica. No existen mayores hechos para

determinar la edad de esta falla, a la que consideramos como post Carbonífera.

4.1

.3.

3

.

Falla

Pampa Blanca

Otra falla de rumbo E..Q ha sido observada por Bellido et. al, 1960, al norte del cerro

Lobos, en el sector de pampa Blanca, nombre que tomó para su designación. La traza

de esta falla no es muy notable, pero según su rumbo existen suaves escarpas,

pequetias quebradas y cuellos {peque.ños cañones o quebradas angostas), indicando

que en las aerofotografías es más sorprendente y notable su alineación. En la ladera

derecha del ramal norte de la quebrada Arrayanes, observó la falla a lo largo de un

contacto entre las lutitas verde violáceas de la Formación Tarma con conglomerados

y

areniscas bien cementadas de la Formación Mitu del Permiano (BeUido et. al. 1960).

Bellido et al, (1960} considera a esta fa'lla de edad post-permiana, porque se

encuentra cortando la Formación Mitu del Permiano.

4 .. 1.4. SISTEMA DE FALLAS TRANSVERSALES

'

Falla

Clemesi, es descrita por Bel ido ,et. al (1'963) en la parte media deil desierto de

Clemesi; indicando que su ubicación está determinada por una escarpa prominente de

aproximadamente 100m de altura, de rumbo NE-SO y buzamiento NO, que corre por

el lado oeste del cerro Arenal (1530 msnm), con una longitud de mas de 10 km, en el

bloque oriental que relativamente parece ser el que se ha levantado, se encuentra ·el

oerro Arenal que es el más alto de la región, mientras que el bloque opuesto, al

hundirse, ha formado una especie de fosa que ha sido rellenada por depósítos

cuaternarios.

Graben Pan de Azu,car, es des<;rita por O.lchauski, ( 1980), indicando una dirección

E-O y se la observo en el sector SE del cuadrángulo de Cháparra, 'indica que tiene un

ancho promedio de 7 km. y una longitud de 30 km. Las fallas que lo delimitan son

vertícales

y

subparalelas.

(32)

Olchauski et. al, 1994. en los cuadrángulos de Chuquibamba

y

Cotahuasi, describe una serie de fallas importantes, que según su teoria estas generaron fa !amiento en

b oques, que se observa en los movimientos r·elativos de las fallas .oon dirección NO y

E-0 que se encuentran en la pendiente oeste del la Cordillera Occidental en ~el

cuadrángulo de Chuquibamba y que haoia la Costa, fuera de su área de estudio ha determinado las cubetas, zonas donde se ha acumulado los depósitos volcánicos

-sedimentarios del Grupo Moquegua. Formación Camaná, entre otros.

Olchauskí et. al, (1994} indica que tres grandes fallas casi paralelas con dirección NO

-SE, afectan el área del cuadrángulo de Chuquibamba, denominandola como falla de Pampacolca. que pasa por el pueblo del mismo nombre; presenta un desplazamiento vertical bastante oons1iderable, en donde el bloque sur, ha subido y ha puesto en

contacto 1rocas metamórficas del complejo basal con las formaciones Muroo y

Arcurquína de edad Oretácica. Esta falla se prolonga hacia los cuadrángulos de Huambo y Cotahuasi.

La falla Chuquibamba que recorre toda la quebrada de Chuquibamba, afecta rocas ígneas y metamórficas. Es una falla antigua que ha tenido reactivación en el Cuaternario. El bloque situado al Norte es el que ha bajado. La otra falla

estrechamente relacionada con las dos primeras es la de Acoypampa, la cual se observa mayormente dentro de los volcánicos terciarios (Oiahauski et. al. 1994).

En la quebrada de Cotahuasi, Olchauski et al,

1994.

observan falllas con dirección NO-SE, pero oon longitudes menores que van de 3 a 20 km., están afectando a rocas mesozoicas y al Grupo Tacaza

Olchauski et. al,

1994

,

también hacen mención de la existencia de Fallas con dirección E-0, además dice que estas fallas son cortadas por las fallas de dirección NO-SE, su rumbo va variando de E-0 a NE-SO, están afectando a las rocas del batolíto, miden decenas de kilómetros

y

atraviesan los cuadrángulos de Chuquibamba

y

Caravelí.

·4.1..5 .. OTRAS FA LAS REGIONALES

Bellido et. al, 1960 describe a un Sistema de Fallas en Echelón paralelas al litoral por

la cordillera de la Costa, dentro del cuadrángulo de Atico, está limitada por su flanco sur por notables escarpas que corren más o menos paralelas al litoral que suceden de SE a NO, con cierta disposición ·en echelón", a las que han denominado correspondientemente como Falla Atico, Falla Chorrillos y Falla Lobos. Igualmente suponen que se trata de fallas de gravedad relacionadas -con algún dislocamiento o fallamiento mayor longitudinal a la Costa. Además ;indica que la Falla Atico queda seftalada por una escarpa de oorca de 15 km. de longitud, con rumbo N70°0 se

exti~ende desde punta de PeFla Prieta hasta ,la quebrada Atíco, donde se confunde con

dicha quebrada. Igualmente a'l SE de punta de Pei\a Pri.eta la escarpa se confunde con el gran farallón del cerro de Arena que forma la ribera del Océano.

(33)

Bellido el. al, (1960) nombra a Falla Lobos, describiéndola como una posible falla a lo

largo de la notable escarpa que se extiende por cerca de 30 km. desde la quebrada

Lobos hasta más allá del extr~emo NO del cuadrángulo de Atico. El rumbo de esta

escarpa es N50°0, es paralela al litoral en toda su :longitud y constituye un prominente

rasgo fisiográfico. cuyo talud varía de 30 a 35° y con una altura de 700 a 800 m, la cual

se debe probablemente no sólo al desplazamiento causado por una falla, sino también

al proceso de levantamiento posterior de la costa a lo largo de dioha superficie de falla

(Belllido et. al, 1960)..

5. PROYECTO GR1 (AÑO 2007)

En el transcurso del avance de los estudios realizados para el proyecto GR-1, en el

área de trabajo, se realizaron visitas a muchas fallas anterionmente descotas por los

diferentes autores, a la vez que se encontraban muchas nuevas fallas que dieron

información valiosa. Nos parece prudente mencionarlas en la presente síntesis, con el fin de tener conjeturas asertivas, para un mejor entendimiento de los procesos tectónicos presentes en ~esta parte del territol'lio peruano.

Los estudios estructurales en la zona, todav!a se encuentran en una etapa inicial,

puesto que para este tipo de trabajo se debe tomar en cuenta el tipo de falla (normal,

inversa, de rumbo), asf como de su movimiento (dextral-sinextral) y época. Estos

parámetros muy importantes son los que darán mejores herramientas para una

correcta !interpretaciÓn de la evolución estructura11 de la costa sur peruana,

y

de esa

manera tener una buena relación tectónica-magmática para el emplazamiento de

cuerpos mineralizados (franjas metalogénicas).

Se trabajaron en distintas áreas deil proyecto, lográndose hasta el momento identificar

varias fallas, oon las cuales se comenzará a relacionar para g.enerar un mapa

(34)

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