Alcances en el esquema estructural del Morro Solar

Las rocas sedimentarias del Grupo Morro Solar del Valanginiano-Hauteriviano (Cretáceo inferior) en su localidad tipo, al sureste de la ciudad de Lima, están afectadas por sets estructurales con orientaciones N-S y NE-SO. De los cuales, en base a las relaciones de campo, el segundo es posterior al primero. Empero, estas observaciones por sí mismas no permiten determinar la edad de deformación ni la cinemática que funcionó para cada set. Con el fin de conocer esto, el estudio microtectónico de estrías de fallas da un alcance sobre cómo se formaron tomando en cuenta los eventos tectónicos reportados por Pardo-Casas y Molnar (1987), Sebrier et al. (1988) y Sebrier y Soler (1991) en la costa central peruana. El primer set, aflora en la carretera ubicada debajo de la Cruz del Morro Solar, conformado por diques andesíticos N-S paralelos a fallas normales de alto ángulo que basculan a estratos de lutitas abigarradas y areniscas cuarzosas de la Formación Salto del Fraile. Así también, ponen a esta última en contacto con las lutitas y sills andesíticos de la Formación Herradura (Miembro La Virgen) en los alrededores del Planetario y el asentamiento humano Alto Perú. Las estrías de tales fallas muestran una cinemática netamente normal con cabeceos (pitch) de ángulo alto (~60°-80°), aunque también se hallan estrías de bajo ángulo (<15°) de cinemática dextral e indicios de replegamiento. Los estereogramas de los movimientos normales (Fig. 1) muestran una extensión principal NE-SO que es compatible con la orientación de los diques andesíticos que están relacionados al enjambre de diques del Cretáceo medio (Vidal, 1990) para la provincia de Lima. Por lo que es atribuida al evento tectónico Mochica del Albiano-Cenomaniano (Jaillard, 1987).

Figura 1. Plano geológico del sector norte de la localidad del Morro Solar. A partir de los estereogramas se observa las extensiones NE-SO atribuidas como parte del evento Mochica del Albiano-Cenomaniano (~108-95Ma). Tanto para este gráfico y los subsiguientes, las estructuras auxiliares se encuentran cartografiadas independientemente de su edad y cinemática.

El segundo set corta de forma oblicua a las primeras y desplaza a los diques andesíticos. En el área frontal del restaurant Salto Fraile, estas estructuras ponen en contacto pseudovertical a las formaciones Salto del Fraile y Herradura. A través de secciones perpendiculares a éstas se aprecia una serie de fallas normales conjugadas de alto ángulo dispuestas en horsts y grábenes en las lutitas y sills andesíticos de la Formación Herradura. Igualmente, en estos niveles, afloran fallas normales lístricas cuyos bloques techo presentan plegamientos a manera de roll-over. Así como fallas inversas de bajo ángulo junto a anticlinales y/o sinclinales con disposición por propagación de fallas (P.ej. pliegues en cofre y los aledaños al túnel La Herradura) cuya deformación es más tenue hacia los niveles estratigráficos más jóvenes.

Visto en planta, el conjunto estructural descrito muestra fallas sinestrales entre las formaciones Salto del Fraile y Herradura. Cuyas superficies estriadas tienen cabeceos de bajo ángulo (10°-20°), indicando efectivamente un desplazamiento de rumbo sinestral con componente normal. Por medio de los estereogramas se verifica que los esfuerzos que rigen los movimientos normales (Fig. 2) corresponden a extensiones locales NO-SE que son compatibles con la cinemática sinestral a partir de la compresión principal NE-SO. Aunque esta dirección de esfuerzos sugiere una deformación cenozoica, la temporalidad de las estructuras no está bien definida debido a la falta de dataciones radiométricas. Por lo que de forma tentativa estos movimientos tuvieron lugar durante el Eoceno y Mioceno temprano para los eventos tectónicos Inca 2 y Quechua 1 (Sebrier et al., 1988; Sebrier y Soler, 1991).

Figura 2. Los esfuerzos principales (en flechas negras) de fallas sinestrales y las extensiones locales NO-SE (flechas grises) de fallas normales sugieren una compresión NE-SO atribuida tentativamente a los movimientos ocurridos entre los eventos Inca 2 (~43-30Ma) y Quechua 1 (~17-15Ma).

En contraparte cinemática, parte de estas fallas tienen estrías sobreimpuestas de cinemática de rumbo dextral con componente normal (15°-30°) que de acuerdo a los estereogramas (Fig. 3) se observa la influencia de una compresión ~O-E. De modo que este último movimiento representaría la reactivación parcial del set estructural NE-SO para un intervalo entre los eventos tectónicos Quechua 2 del Mioceno medio-superior (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Sebrier y Soler, 1991; Hampel, 2002) y del Plioceno (Sebrier et al., 1988; Sebrier y Soler, 1991).

Figura 3. Los esfuerzos principales (en flechas negras) observados en los estereogramas de fallas dextrales con componente normal sugieren una compresión O-E la cual podría atribuirse desde al menos el evento Quechua 2 (~10-8Ma). Sin embargo, al no contar con edades precisas que la confirmen, la edad de esta deformación podría corresponder a una más joven para el evento Quechua 3 (~7-4Ma) o Plioceno.

De esta manera, el set de estructuras antiguas N-S se reactivó mediante movimientos dextrales durante la compresión oblicua NE-SO del Paleógeno-Neógeno inferior sobre la margen andina. Como resultado, al interior de este sistema se forman fallas normales de alto ángulo y lístricas asociadas a estructuras en roll-over cuyos rumbos no llegan a ser completamente ortogonales con la compresión regional, por lo que desarrollan una componente sinestral mayor. Debido a que dichos esfuerzos no guardan relación geométrica con las fallas inversas y pliegues por aparente propagación de falla, se deduce que éstas se formaron por reacomodo en la base dúctil de las fallas normales lístricas por transtensión local. De acuerdo a las evidencias expuestas y a las limitaciones cronológicas, las estructuras del Morro Solar funcionaron en un régimen transpresivo hasta al menos el Neógeno superior con probable extensión hasta el Cuaternario.

Referencias:

-HAMPEL, A. (2002). The migration history of the Nazca Ridge along the Peruvian active margin: a re-evaluation. Earth and Planetary Science Letters 6378, 1-15.

-JAILLARD, E. (1987). Sedimentary evolution of an active margin during middle and upper cretaceous times: the north Peruvian margin from late aptian up to senonian. Geologische Rundschau 76/3, 677-697.

-PARDO-CASAS, F., MOLNAR, P. (1987). Relative motion of the Nazca (Farallon) and South American Plates since Late Cretaceous time. Tectonics, Volume 6, Issue 3, 233-248.

-SEBRIER, M., LAVENU, A., FORNARI, M., SOULAS, J.P. (1988). Tectonics and uplift in Central Andes (Peru, Bolivia, and Northern Chile) from Eocene to Present: Géodynamique, v. 3, 85-106.

-SEBRIER, M., SOLER, P. (1991).Tectonics and magmatism in the Peruvian Andes from late Oligocene time to the present In: Andean magmatism and its tectonic setting: Geological Society of America Bulletin Special Paper, v. 265, 259-278.

-VIDAL, C. (1990). El enjambre de diques San Bartolo, Lima. Boletín Sociedad Geológica del Perú, v. 81: 55-62p.