TRABAJO MONOGRAFICOUNIVERSIDAD NACIONAL JORGE BASADRE
GROHMANNINGENIERIA GEOLOGICA-GEOTECNIA
GEOLOGIA DEL PERU
CURSO : GEOLOGIA DEL PERU DOCENTE : Ing. Hismael Rodrigues
ALUMNO : EDGARD LUIS NINA CHIPANA CODIGO : 2008_32805 AO : CUARTO
AO
TACNA PER2013
I. GEOLOGIA EN AMRICA LATINA
Las estructuras del relieve de Amrica son el resultado de largos
procesos generadores de nuevas geoformas y transformadores de
estructuras preexistentes que se sucedieron a lo largo de las
distintas eres geolgicas vea Figura N 01
El relieve puede ser afectado tanto por procesos internos a
nuestro planeta como por procesos externos. La estructura central
de las placas est constituida por macizos o escudos que se
desprendieron del primer nico continente Pangea. Un macizo est
constituido por rocas cristalinas de gran dureza y muy antiguas, de
origen precmbrico. Las mismas se encuentran en nuestros tiempos muy
desgastadas o erosionadas por agentes externos (vientos,
precipitaciones, glaciaciones) y presentan formas amesetadas
(planicie extensa y alta con respecto al nivel del mar), como el
Escudo de Brasilia, el de Guayania y el Patagnico; o se pueden
presentar como peniplanicies (llanuras bajas con ondulaciones muy
suaves), como es el caso del Escudo Candico. En aquellos lugares
ubicados entre los escudos (Candico, Guayania, Brasilia) y las
grandes cadenas montaosas (Apalaches, Rocosas, Andes) se han
formado profundas depresiones en las que la acumulacin de
sedimentos, a lo largo de millones de aos, ha dado lugar a extensas
llanuras fluviales como las del Mississippi-Missouri (Llanos
Centrales), del Amazonas (Amaznica) y del Plata (Chaco-pampeana).
Tres regiones caracterizan la configuracin geolgica de Sudamrica.
stas constituyen adems grandes unidades espaciales tectnicas y
naturales. Dichas regiones son: los escudos antiguos, las elevadas
montaas y las cuencas sedimentarias jvenes. Al contrario de los
Andes, las montaas centrales extra-andinas de Sudamrica son reas de
la corteza terrestre pasivas desde el punto de vista tectnico. stas
surgieron en antiguas formaciones y son actualmente "cratnicas", es
decir, no plegables. Son los escudos antiguos y restos de montaas
precmbricas y tambin de la formacin de montaas variscas. Ah afloran
rocas plutnicas o por lo general yacen capas finas de sedimentos
mesozoicos y cenozoicos superpuestas sobre ellos. Finalmente hay
que mencionar las cuencas sedimentarias recientes, depresiones que
deben su nombre a sus tributarios principales, por ejemplo, la
cuenca sedimentaria del Orinoco, la del Amazonas y el sistema de la
Plata, este ltimo con el Paraguay y el Paran y algunas cuencas
secundarias que en el clima seco del norte de Argentina no pueden
drenar y otras que forman grandes cinagas como el Pantanal. La
cifra "3" es un excelente mtodo mnemnico porque estas tres grandes
zonas se dividen a su vez en tres subunidades que tambin se
diferencian desde el punto de vista geolgico, morfolgico y natural.
De ah los tres grandes complejos de los Andes (Andes del norte, del
centro y del sur), las cuencas sedimentarias (Orinoco, Amazonas, La
Plata) y los Escudos (el de Guayana, el de Brasil y el de La
Patagonia). Vea figura N02
Figura N 01. Las estructuras del relieve de Amrica
Vea figura N02. Cratn de Brasilia
II. GEOLOGIA DEL PERU
1.1. GEOMORFOLOGIA DEL PERU
A. GEOMORFOLOGA COSTERA Caractersticas geomorfolgicas que
presenta la costa peruana La costa peruana es una planicie desrtica
de aluvinica, elica, alargada y angosta. La costa es una franja
desrtica de caractersticas y llana ondulada que corre paralelo al
litoral peruano desde Tumbes hasta Tacna. Su ancho es variable
alcanzando su mayor penetracin a la altura del departamento de
Piura en pleno desierto de Sechura alcanzando los 180 km. Su menor
ancho se localiza en el sur del Per en el departamento de Arequipa
en la costa prcticamente desaparece en un acantilado rocoso quien
no es otra cosa que los restos de la antigua cordillera de la
costa. En la ciudad de lima la costa tiene un ancho promedio de 15
km.Presenta las siguientes unidades geomorfolgicas:
Tablazos: Son terrazas marinas que contienen petrleo.Depresin:
Es un terreno desnivelado que contiene salitreras y al q ser
destacan la depresin de bayvar en Piura y el ms profundo del pas,
otuma en Ica, Chilca en Lima, etc.Pampas: Son las planicies
aluviales que tiene gran potencial agropecuario. Destaca olmos en
Lambayeque, el ms extenso del pas, Villacur en Ica, etc.Valles: Son
como conos deyectivos sobre las cuales se sitan las grandes
ciudades del Per as como los valles productivos. Destaca chicama en
la libertad el valle azucarero de Per lambayeque la
Libertad-Lambayeque el valle arrosero del Per Rmac en lima el valle
ms poblado y urbanizado del Per.Dunas: Son depsitos en elicos cosas
que se forman sobre la va las grandes desiertos del per (Sechura y
Paracas) las dunas ms importantes son Pur Pur en la libertad, la
duna ms grande del Per, Chinguillo en Ancash y las dunas de
ica.Estribaciones Costeras, colinas de importancia estratgica. Son
restos de la antigua cordillera costera. Por ejemplo cero criterion
en Ica, el ms alto de la costa, morro solar de chorrillos.
B. GEOMORFOLOGIA ANDINACaractersticas geomorfolgicas que
presenta la regin andina del PerLa sierra, conformada por las
altitudes del macizo andino es un conjunto de elevaciones que
corren alineadas en cadenas paralelas: tres en el norte, tres en el
centro, dos en el sur.Los andes del norte confluyen con los centros
en el nudo de Pasco, y de los centros confluyen con los del sur en
el nudo de Vilcanota.La Regin Andina del Per se divide en tres
sectores:
Los Andes del Norte son ms bajos y mas hmedos que el promedio.
Ello ha permitido que parte de la humedad y vegetacin de la selva
norte pueda trasladarse a la costa. Adems en los andes del norte
podemos encontrar el punto ms bajo de toda la cordillera andina: el
Abra de porculla que con 2145 metros permite pasar al otro lado de
la vertiente.Los Andes del Centro Son los ms altos y empinados y
ello hace del centro un lugar de difcil acceso solo impulsado por
la dinmica que la ciudad de Lima genera.Los Andes del Sur Son de
mayor espesor que los andes del norte y centro. En este paisaje se
instalan los paisajes de mayor acervo y tradicin de nuestro pais.
Si hacemos un corte transversal que vaya desde AREQUIPA hasta la
frontera con Bolivia, veremos que tenemos mas de 500km. De longitud
a una gran altitud que sobrepasa los 4.000m. El territorio andino
del Per muestra una gran diversidad de unidades geomorfolgicas,
siendo las mas importantes: cordillera blanca, cordillera Blanca,
cordillera de carabaya, cordillera de la chila, etc.Las montaas
(nevados y volcanes) ejemplos: nevado de huascaran (el mas alto del
pais), Jerupaja el segundo ms alto, Alpamayo es el ms bello de los
picos del mundo. Coropuna, el volcn ms alto del Per, Volcn Ubinas
en Moquegua actualmente activo al igual que sabancaya, que se
encuentra en Arequipa.Las Altiplanicies (mesetas y llanura
intramontanas), son extensas llanuras frias, donde se desarrollan
la ganadera de ovino y camelidos. La mas importantes son: Collao en
Puno la ms extensa, Bon Bon en Junn, Parinacochas en Ayacucho y
Castrovirreina en Huancavelica. Los Pasos o abras Son aberturas
entre montaas, son valles en forma de U formando los glaciares y
tienen gran importancia para el trazado de redes viales
trasversalmenre a la cordillera. Los mas conocidos del Per , son:
el paso de Ticlio o Anticona, el paso de porculla, el paso de
crucero alto y el paso de la raya. Los valles interandinos son los
relieves que se encuentran en la cordillera. Presentan dos partes
bien diferenciadas: vertiente de la planicie. La planicie aluvial
concentra las grandes urbes del territorio andino. Es el terreno de
gran produccin agropecuaria. Los valles interandinos mas
importantes son: el valle de Mantaro de Junn, el valle del callejn
de Huaylas en Ancash, el valle de Urubamba en el cuzco, el valle de
Huancabamba en Piura y el valle de Pachachaca en Ayacucho. Los
Caones son quebradas profundas y estrechas con condiciones para
producir energa elctrica. Destacan en caon del Pato de Ancash, el
caon del colca en Arequipa, el can del infiernillo en Lima y el can
de Cotahuasi el ms profundo de Amrica en Arequipa.
C. GEOMORFOLOGIA AMAZONICACaractersticas Geomorfolgicas
presentes en la Regin AmaznicaEs la regin ms extensa y lejana del
Per cubierto por una vegetacin exuberante. La Amazona peruana se
divide en selva alta y selva bajaSelva alta que es conformada por
la vertiente oriental de los andes desde los 1000 metros donde las
condiciones de calor le dan su aspecto caracterstico: muy hmeda y
lluviosa, nubosa y una temperatura promedio mayor a 25 pero menor a
30C.Selva baja por el contrario es llana, a casi a nivel del mar y
constituye la zona ms calidad de todo el Per con temperatura mxima
que suele estar por encima de 35C. Gran parte de la selva baja es
inundable sobre todo en las zonas cercanas a la confluencia de los
grandes ros. Ello conlleva a la aparicin de las actividades
relacionadas a la pesca y a la extraccin de frutos silvestres.La
Amazonia Peruana presenta las siguientes unidades
geomorfolgica:
Los Pongos, son caones fluviales de gran profundidad y longitud,
formado por ros amaznicos. Los pongos ms importantes del Per son:
el pongo de Manseriche, el pongo de rentema, el pongo de Aguirre,
el pongo de mainique, el pongo de Aguirre.Los valles
longitudinales, al igual que los valles interandinos tienen gran
produccin agropecuaria, son centros densamente poblados. Los valles
ms importantes de la selva son: el valle del Huallaga, el valle de
chanchamayo, el valle de Quillabamba, el valle de Jaen, el valle de
Palcazu, el valle de san Ignacio, etc.Las Terrazas Fluviales, Los
mas explotados de la selva baja. Presentan 3 niveles: restringa
(inundables temporalmente), altos (reas pobladas) y filos (zonas de
uso estrategico).Las estribaciones andinas orientales, colinas de
la selva alta, por ejemplo los cerros de Campanquis.Las
Estribaciones amaznicas, Colinas de la selva baja. Son importantes
los cerros de Yaravi, los cerros de San fransico, etc.Las
Depresiones que contienen las cochas como yarinacocha y
caballococha.Los Barrizales, que tienen condiciones para la
agricultura temporal y la minera aluvional.
1.2. PRINCIPALES AFLORAMIENTOS DEL PRECMBRICO EN EL PER A. LAS
ROCAS ULTRABSICAS EN EL PRECMBRICOLas rocas ultrabsicas encontradas
en el Per en su mayora estn emplazadas en el Precmbrico de la
Cordillera Oriental que forma una sucesin de afloramientos
alargados entre Ayacucho y Hunuco y un gran bloque de
aproximadamente 20.000 km2 de Hunuco hacia Chachapoyas. Este
Precmbrico est constituido por rocas sedimentarias detrticas silico
- aluminosas con intercalaciones volcnicas bsicas y corresponde a
una cadena intracontinental deformada y metamorfizada durante el
Proterozoico superior Dalmayrac (1977) ha obtenido edades
radiomtricas por el mtodo U-Pb de 610- 630 M.A. Las rocas
ultrabsicas estn en la parte del macizo de Huaytapallana (al este
de Huancayo), en el rea de Maraynioc (al este de Tarma), cerca de
Ushpachaca (al este de Yanahuanca), en los Breas de Huancapallac,
Churubamba y Chinchao (al norte de Hunuco) y en la vertiente 1943,
Wilson y col. 1967, Mgard 1973,Oalmayrac 1977, informes inkditos
INGEOMIN - ORSTOM, informe indito INCITEMI). La cadena precmbrica
se extenda sobre una gran parte del Per y segua hacia el oeste ms
all de la costa actual. Aflora en el norte de la Cordillera
Occidental entre olmos y San Felipe as como en la costa sur entre
Pisco e Ilo y en la costa norte a proximidad de Bayovar. En estas
tres Breas no se ha detectado la presencia de rocas ultrabsicas.
Vea Figura N03 EI Precmbrico de la costa, adems de rocas de 650
M.A. incluye ncleos granulticos y anfibolticos de un antiguo cratn
de 2000 M.A.
Figura N03 PRECAMBRICO EN EL PERU
CUERPO ULTRABSICO DE TAPOSe encuentra en la regin de Tarma,
entre 3750 y 4200 msnm, este cuerpo est constituido de peridotitas
y serpentinitas tectonisadas, tiene una extensin de 5 km2, sus
contactos son terrenos del permo-carbonifero. La presencia del
Precmbrico a menos de 1km de distancia el cual tiene pequeos
cuerpos ultrabasicos 10 km al norte de Tapo, permite atribuir a las
peridotitas cromiferas una edad precmbrica.
CUERPO ULTRABSICO DE AUPE Cuerno ultrabsico de aune (Olmos): se
encuentra en la direccin N 140 cerca de la carretera panamericana
norte al pie de la torre de microondas del cerro de aupe, se trata
de un pequeo cuerpo alargado, tiene 1 km. de largo y 150 a 200 m.
de potencia. Este cuerpo es de peridotitas y piroxenitas
serpentinizadas, con intercalaciones de gabros en la parte central
y en el lado oriental. En la roca ultrabsica aparece una
mineralizacin de asbesto, con fibras de tremolita de varios
centmetros de largo. EI cuerpo est includo tectnicamente en las
cuarcitas y filitas de la formacin aupe considerada Devnica.
LAS ROCAS ULTRABASICAS DE LA REGIN HUANUCO MONZON La regin
Hunuco-Monzn, corresponde a la parte sur de la cadena precmbrica
que aflora entre los alles de los ros Maran y Huallaga. La cuenca
del Huallaga es ms amplia que la del Maran ya que el cauce del
primero baja a 650 m. en Tingo Mara mientras que el cauce del
segundo se mantiene a 2700 m. en Chavn de Pariarca. La divisoria de
las aguas se acerca a menos de 10 km. del Maran al norte de
Tantamayo as como a la latitud de Hunuco. En parte central, esta
divisoria pasa frecuentemente los 4500 m. y serpentea en una zona
alta de relieve glaciar donde la incisin fluvial todava no penetra.
Algunos altos macizos subsisten incluidos en la cuenca del
Huallaga, de cada lado del rio Derepente. El precmbrico aparece
como un bloque levantado cuyo contacto oriental con las series
permo-trisicas (Mitu y Pucar) de la zona sub-andina se hace por un
gran sistema continuo de fallas inversas. EI limite occidental es
menos rectilneo y ms diversificado, aparaciendo sinclinales
permo-mesozicos desde las partes altas de la vertiente oriental del
Maran mientras que afloran remanentes del Precmbrico, levantados a
lo largo de fallas inversas de buzamiento sur-oeste, hasta el
margen occidental de Rondos. En el centro y el sur de la regin
precmbrica subsisten residuos de una cobertura paleozica
(ordoviciana a carbonifera). El complejo metamrfico precmbrico es
muy potente y se divide en tres formaciones principales: Una serie
sedimentaria mayormente de origen detrtica fina y metamorfizada en
la facie esquistos verdes, con algunas intercalaciones volcnicas.
Una secuencia superior est caracterizada por la presencia de
esquistos carbonosos y de cuarcitas as como de riolitas (rea
septentrional y central de Monzn hacia Llacon). Una secuencia
inferior, de micaesquistos grauwacas y prasinitas es de
metamorfismo variable hasta anfibolita, con asociaciones biotita-
granate y andalucita - cordierita (rea suroeste y valle del Maran),
siendo de mayor grado el metamorfismo hacia el noroeste. Una serie
volcano-sedimentaria bsica metamorfizada en la facie anfibolita
profunda que aflora al sureste y al este (Tambogn, Puente Rancho,
Chinchao). Afloramiento de gneiss graulticos localizados cerca del
Puente Durand en la base de la serie precedente. Pertenecen a la
facie granulita de alta presin y pueden corresponder a ncleos ms
antiguos (Dalmayrac 1973). EI magmatismo cido se manifiesta por la
presencia de grandes instrusiones mayormente granodiorticas
alargadas segun la direccin SSE-"0, en el sur y el centro de la
regin as como en la parte nor-oriental. Estas rocas no presentan
alteraciones metamrficas o deformaciones significativas e- incluyen
relictos de las diferentes rocas del complejo precmbrico. Son
posteriores a la tectnica precmbrica y probablemente hercnicas o ms
recientes. Existe adems en el rea de Huancapallac un macizo
estrecho alargado segn la direccin N-S de rocas tonalticas muy
deformadas con aspecto de ortogneises que parece precmbrico
ante-tectnico.
B. PRECAMBRICO EN EL NORTE DEL PERU COMPLEJO OLMOSVara desde los
500 a 800 msnm. Forma superficies de poca altitud de relieves
suaves y ondulados que caracterizan a las partes bajas de la
vertiente occidental de los Andes, estructuralmente se trata de una
zona compleja con muchos pliegues y fallas y litolgicamente
corresponde a afloramientos de pizarras y esquistos del Complejo de
Olmos. El Complejo de Olmos (Ordovcico inferior) estratigrficamente
corresponde a una misma unidad con un sector de fuerte deformacin y
otro poco o nada deformada basados en estudios de campo y secciones
delgadas, indicando que la intensa deformacin de la esquistosidad
principal solamente se ha producido en el ncleo del dominio
Paleozoico y este va pasando progresivamente de zonas poco
deformadas hacia zonas externas (este y oeste del complejo). El
Complejo de Olmos de edad Ordovcico inferior constituyen el
basamento metamrfico que fue afectado probablemente por una
compresin polifsica entre el Devnico superior y el Missisipiano
inferior, donde los primeros efectos de las orogenias del
Paleozoico superior no son posible diferenciarlos, debido a que se
presentan escasos datos, probablemente, como consecuencia de su
posterior modificacin durante los eventos tectnicos ms recientes.
Por lo tanto, es evidente que el Complejo de Olmos estaba sujeto a
un periodo complejo de plegamiento y metamorfismo continuo. Vea
Figura N04
COMPLEJO MARAONLas rocas del complejo afloran a lo largo del rio
Maran sobre un ancho aproximadamente de 15 km. el profundo corte
del valle del Maraon permite la observacin de un grosor mximo de
mas de 2 Km. En este complejo metamrfico se distinguen tres
unidades, Filita negra, Meta-andesita verdosa y Mica-esquisto gris
verdoso. Vea Figura N04
C. PRECAMBRICO EN EL CENTRO DEL PERU COMPLEJO
HUAYTAPALLANAConstituido en su mayora parte de una serie metamrfica
espesa de de origen pelitico dominante. De norte a sur, se pasa de
la zona de la biotita a la zona de sillimanita. Tipos de rocas
encontradas puede agruparse en secuencias. Esquitos micceos y de
paragnesis de grano fino encerrando ojos de feldespato ovoides,
derivados de pelitas y de grauwacas feldespticas. Una Alternancia
de gneises calcomagnesianos y de marmoles en bancos pequeos, que
pueden tener como origen margas, pelitas calcareas y calizas
impuras. Metabasitas ortho y para-derivadas; estas ltimas estn
asociadas a los mrmoles Vea Figura N04.
D. PRECAMBRICO EN EL SUR DEL PERU COMPLEJO BASAL DE LA COSTACon
este nombre se designa al grupo de rocas metamorficas, que en
escasa proporcion y en forma aislada, afloran en la zona costera de
los cuadrangulos de Pisco, Punta grande e Ica, similarmente en los
cuadrngulos de Atico, de San Juan, Acari y Yauca. La unidad mas
Joven de este Complejo, probablemente este constituida por gneis
tonalitico, con textura gneisoide irregular, producto de una
deformacin protoclastica, asociada a fenmenos de deformaciones
ocurridos durante su emplazamiento. Esta Unidad esta integrada,
principalmente, Por gneises bandeados, de color rosado hasta gris
verdoso, cuya composicin es variada, puediendo grabar en algunos
casos a migmatitas. Se complementa en menor proporcin con
esquistos, anfibolitas y calcosilicatos. En Punta Otuma (Punta
Grande 8448-364), al pie de los acantilados, por lo general el
bandeamiento de los gneis esta orientado al NE con un buzamientode
23 al NO, observndose, sin embargo, pequeos pliegues apretados y a
veces dislocados, cuyos ejes se inclinan 25 al noreste. En estos
gnesis se puede identificar unas bandas rosadas compuestas de
ortosa y de cuarzo de 1 a 2 cm. De espesor , que presentan una
textura grano dioristica y una composicion acida, estan
intercaladas con otras mas finas, generalmente de 0.5 cm., formadas
por ferromagnesianos y minerales opacos a menudo alterados,
Impartiendo una coloracin gris verdosa. Estas bandas oscuras tienen
una textura marcadamente esquistosa y una composicin intermedia. La
diferenciacin metamrfica ha originado, en ciertos casos una
definida individualizacin de la fraccion acida, muy localmente,
pueden mostrar signos de movilizaciones e instrusion hacia las
partes basicas, otorgando a la roca un aspecto especial de
intrusivo y metamorfico, que permite sea calificada como
migmatitica. Mas al Sur, en Punta Mendieta, cerro Gallinazo y cerro
de otuma (Punta Grande 8444-364), afloran gnesis similarmente a los
descritos, lamentablemente las exposiciones no sonComplejo Basal de
la Costa. Con este nombre se designa al grupo de rocas
metamorficas, que en escasa proporcion y en forma aislada, afloran
en la zona costera de los cuadrangulos de Pisco, Punta grande e
Ica, similarmente en los cuadrangulos de Atico, de San Juan, Acari
y Yauca. La unidad mas Joven de este Complejo, probablementeeste
constituida por gneis tonalitico, con textura gneisoide irregular,
producto de una deformacion protoclastica, asociada a fenomenos de
deformaciones ocurridos durante su emplazamiento. Esta Unidad esta
integrada, principalmente, Por gneises bandeados, de color rosado
hasta gris verdoso, cuya composicion es variada, puediendo grabar
en algunos casos a migmatitas. Se complementa en menor proporcion
con esquistos, anfibolitas y calcosilicatos. En Punta Otuma (Punta
Grande 8448-364), al pie de los acantilados, por lo general el
bandeamiento de los gnesis esta orientado al NE con un buzamientode
23 al NO, observandose, sin embargo, pequeos pliegues apretados y a
veces dislocados, cuyos ejes se inclinan 25 al noreste. En estos
gnesis se puede identificar unas bandas rosadas compuestas de
ortosa y de cuarzo de 1 a 2 cm. De espesor , que presentan una
textura grano dioristica y una composicion acida, estan
intercaladas con otras mas finas, generalmente de 0.5 cm., formadas
por ferromagnesianos y mionerales opacos a menudo alterados,
Impartiendo una coloracion gris verdosa. Estas bandas oscuras
tienen una textura marcadamente esquistosa y una composicion
intermedia. La diferenciacion metamorfica ha originado, en ciertos
casos una definida individualizacion de la fraccion acida, muy
localmente, pueden mostrar signos de movilizaciones e instrusion
hacia las partes basicas, otorgando a la roca un aspecto especial
de intrusivo y metamorfico, que permite sea calificada como
migmatitica. Mas al Sur, en Punta Mendieta, cerro Gallinazo y cerro
de otuma (Punta Grande 8444-364), afloran gnesis similarmente a los
descritos, lamentablemente las exposiciones no sonEn este morro
Quemado (Punta-Grande 8416-380), en los Cerros de Palo Vento(Punta
Grande 8416-364), y Tunga ( Punta Grande 8420-384), aflora un
gnesis de origen diferente al de los descritos anteriormente. Este
gnesis es de composicin tonalitica, solo localmente tiene un
bandeamiento notable y la caracterstica principal es su textura
hetereogenea. La roca del afloramiento es de color gris oscuro, de
grano medio a grueso, al miscroscopio presenta una textura
protoclastica; los minerales muestran evidentes signos de
deformacin aparentemente producida en el momento de su
desplazamiento; las plagioclasas presentan las maclas de la albita,
el cuarzo es deformado recristalizado y las laminillas de biotita
se presentan fracturadas o plegadas (Kinkbands). Los geineses
bandeados esquistos y calcosilicatos del Complejo Basal de costa,
expuestos en la zonacostera del departamento de Ica, son el
resultado de un metamorfismo regional de alto grado, sufrido por
una secuencia sedimentaria de variada composicin, en la que
predominaron Lutitas, areniscas y pocas calizas, completadas con
algunas rocas volcnicas. Esta secuencia estuvo atravesada por
pequeos stocks de composicin intermedi a bsica y de grano medio que
originaron los escasos afloramientos de anfibolitas. Vea Figura
N04
FORMACION SAN JUANEsta formacin est constituida por
metasedimentos principalmente de origen calcreo y lutceo,
transformada a esquistos de bajo grado por metamorfismo trmico.
Estos esquistos calcreos de tonos grises y rosados claros con
superficies lustrosas presentan en muchos casos mrmoles dolomticos
de grano fino, blanco amarillentos que se encuentran intensamente
fracturados por la tectnica del rea. Tambin se encuentran en esta
formacin algunas zonas granitizadas. Esta unidad se presenta al
Sureste y Noroeste del Cerro Tres Hermanas donde se reconoce un
sector con inclinacin de sus metasedimentos de 50 SE. La formacin
San Juan se estima tenga una potencia regional de 3 000 metros, es
nica por su naturaleza y posicin, infrayace regionalmente a la
formacin Marcona y est intruida por el Batolito de San Nicols, por
el cual su edad es Precambriano Superior - Paleozoico Inferior,
posiblemente Ordoviciana. Vea Figura N04
Figura N04. PRECAMBRICO
1.3. PALEOZOICO Durante el periodo cmbrico se tiene una cuenca
cuyo ancho vara de 200 a 400 km. Comprendiendo un ramal argentino
boliviano de rumbo norte sur cambiando a partir de la 18 latitudSur
en la deflexin de santa cruz (Bolivia).La depresin (cuenca) se
individualiza a partir del ordovcico inferior como resultado de la
distencin conformando una cuenca subsidente (fuerzas tensionales)
sobre el borde oeste del platn sudamericano y q se extenda desde
argentina, Bolivia llegando a territorio peruano y flexionando de
E-O a una altura de 13 latitud Sur continuando luego con un rumbo
S-E a N-E coincidente con el rumbo final. Esta cuenca se ha formado
producto de una falla producida durante el precmbrico. Vea Figura
N05
Figura N05
A. PALEOZOICO INFERIOR INFERIOR EN EL NORTE DEL PERU GRUPO
SALASAflora en los valles del curso superior del rio piura en el
area sur de la cuenca. Litolgicamente se encuentra constituida por
filitas argilaceas gris marrones a gris-violaceas intercaladas con
cineritas verdes palidas o gris-brunaceas. Este tipo de paquetes se
intercalan con capas delgas de cuarcita de grano fino,
blanco-grisaceos afectadas por un marcada esquistosidad de
fractura. Vea Figura N06 FORMACION RIO SECOSe encuentran bien
expuestas en el caserio de rio seco, carretera
morropon-Huancabamba, desde donde los afloramientos se extienden a
los valles del curso superior del rio Piura y a sus tributarios,
cubriendo gran parte de las areas de Morropon, Chulucanas y Olmos.
Litologicamente, consiste en bancos de 3 a 4 m de cuarcitas gris
oscuro a negras, bastante recristalizadas, con abundantes
segregaciones de cuarzo lechoso rellenando fracturas. Vea Figura
N06
GRUPO TABACONESpaleozoico inferior, localidad tipo huancabamba,
tabacones (entre piura y Cajamarca), litologa filita pelitica,
pizarra con horizontes calcreos, cuarcitas y conglomerados potencia
1000m. Vea Figura N06
B. PALEOZOICO INFERIOR INFERIOR EN EL CENTRO DEL PERU
FORMACIN CONTAYA ordovcico medio, localidad tipo contaya, prov.
Ucayali, litologa pizarras de color gris, potencia 500m, fosiles:
tetradella, diplograptus, sp geninus. Vea Figura N06
C. PALEOZOICO INFERIOR INFERIOR EN EL SUR DEL PerLaubacher, G en
1974, divide la secuencia paleozoica inferior al SE del Per en tres
unidades:Unidad TiempoPropuesto.- Formacin Ananea
Silrico-Devoniano- Formacin Sandia Caradociano- Formacin San Jos
Arenigiano-LlanvirnianoA toda esta secuencia le atribuy un grosor
entre 10000 a 15000 m. de lutitas y areniscas "marinas" afectadas
por un metamorfismo epizonal. La sedimentacin en general fue
dividida en dos periodos: *Una sedimentacin ordoviciana, entre el
Arenigiano superior y el Caradociano, con una edad
cronoestratigrfica entre 480 a 440 M.A.*Una sedimentacin
Siluro-Devniano, entre el Siluriano inferior y un Devoniano an no
diferenciado en esta regin. Con una edad cronoestratigrfica
propuesta entre los 435 a 350 M.AA lo largo de los valles Sandia,
Huari Huari y Tambopata-Lanza se observaron las unidades
siguientes: GRUPOSAN JOSDefinido en el valle de Sandia por G.
Laubacher (1978), con el rango litoestratigrfico de formacin en
base a una litologa montona de pizarras sincambiolitolgico en toda
su secuencia, posteriormente fue elevada a la categora de Grupo por
N. De La Cruz (1996). Vea Figura N06
FORMACION SANDIADefinido inicialmente en el valle de Sandia por
Laubacher G. en 1974 como una secuencia de cuarcitas y pelitas
sobreyaciente sobre la "Formacin San Jos". Esta unidad sobreyace en
concordancia secuencial sobre las limolitas micceas de la Formacin
Purumpata,representando las facies siliciclsticas de Ordoviciano
superior. Su mejor exposicin se encuentra entre el casero
Huancaluque y la Qda. Garita siendo una seccin completa y continua
afectada parcialmente por un fallamiento que lo pone en contacto
con la Formacin. La Formacin Sandia est constituida por una
secuencia de cuarcitas y areniscas grises intercaladas con algunas
limoarcillitas gris oscuras, estando su mejor exposicin entre el
casero Huancaluque y la Qda. Garita. Esta formacin presenta
abundantesestructurasde corriente. El grosor de la Formacin Sandia
es de 1641 m. aproximadamente. En la regin no se ha reportado
macrofsiles diagnsticos en ninguno de sus niveles cartografiados en
diferentes localidades sin embargo, es factible en base a las
secciones litolgicas, posicin estratigrfica y facies de aquellas,
correlacionar estas areniscas con las secuencias encontradas en la
mina de Santo Domingo(Laubacher, 1978) donde se menciona esquistos
debajo de los 150 a 200 m. de cuarcitas atribuidas a la Formacin
Sandia. Estos "esquistos" presentan graptolites como:
Climarograptus scharenbergi, Glyptograptus cf. G. Teretusculas,
Hallograptus cf. H. Mucrunatus, Leptograptus, Nemagraptus,
Orthograptus. que inicialmente Berry las atribuy al Caradociano
inferior. Asimismo, este mismo autor menciona al Este del ro
Inambari sobre el ro La Pampa, cuarcitas intercaladas con lutitas
conteniendo fauna de trilobites, braquipodos y cephalpodos de
posible edad Caradociana. En Hunuco, Dalmayrac B. (op cit) reconoce
tambin el Llandeiliano por la presencia de: Glossograptus ciliatus,
Climacograptus ruedemanni, Didymograptus serratus. En la zona de
estudio al NE de San Jos, las facies superiores de la Formacin
Purumpata cambian gradualmente a los primeros niveles de cuarcitas
y areniscas de la Formacin Sandia. Este intervalo conserva fauna
asociada de braquipodos: Nanorthis cf. N. grandis (Harrington), que
vienen desde el Arenigiano al Llandeiliano medio y artculos de
crinoideos de amplio rango en elsistemaordoviciano. En este mismo
lugar, se ubic Glossograptus ciliatus (Emmons), caracterstico del
Llandeiliano y correlacionable con las secuencias aflorantes en
Hunuco donde Aceolaza F. (1980) lo menciona como caracterstico de
esta serie. Ms al norte, en el casero Camarn, el yacimiento de
graptolites y trilobites descubierto en las secuencias de lmite con
la Formacin Sandia ubican sus afloramientos en el rango
Llandeiliano para Dicranograptus sp. y Ogygiocarella cf. O. debuchi
(Brogniart) del Llandeiliano superior. Esto hace pensar que los
niveles superiores exactamente la zona de lmite, estara abarcando
la serie Llandeiliano, y los primeros niveles siliciclsticos de la
Formacin Sandia corresponderan a la transicin
Llandeiliano-Caradociano. Por otro lado, en Bolivia, Gagnier (1996)
menciona que a 70 km. al SO de Potos y en Cochabamba, incluyendo en
el rea Yura-Titicaca la supersecuencia Tacsara compuesta por las
formaciones Capinota (Llanvirniano), Anzaldo (Llandeiliano) y San
Benito (Caradociano). Se correlaciona muy bien con las Formaciones
Purumpata y Sandia; sta ltima, es el equivalente de la Formacin San
Benito y la secuencia de lmite estara dada por la Formacin Anzaldo.
Esta unidad ha sido bien datada como Llandeiliano para la zona de
Cochabamba, mientras que al SO de Potos las unidades se engruesan y
el Caradociano conforma la supersecuencia Tacsara indiferenciado.
En resumen, los niveles inferiores de la Formacin Sandia estaran
comprendidos en el lapso de tiempo Llandeiliano-Caradociano,
correspondiendo a la secuencia de lmite observada al norte de San
Jos, Camarn y Masiapo. Los niveles superiores correspondientes a
secuencias rtmicas y turbiditas observadas en el ro Sina,
Huancaluque y Ro Lanza, corresponde a los niveles turbidticos
datados en Bolivia en el Caradociano superior, pudiendo
corresponder a los niveles de la Formacin Tokochi y Cancairi
inferior de Potos y Cochabamba, respectivamente. Las condiciones
sedimentarias de la Formacin Sandia son caractersticas de un
ambiente marino menos profundo observandose estructuras
sedimentarias y "deslizamientos" en las secuencias superiores, con
una alternancia rtmica de pelitas y areniscas. La Formacin
Purumpata pasa progresivamente a un incremento del grano hasta
aumentar niveles finos de areniscas, y donde las limoarcillitas
comienzan a evidenciar micas. Las braquipodos se hacen presente
(Nanorthis), as como las crinoideas que pueden considerarse de
"habitat" somero arraigadas a laluzsolar. La posterior progradacin
de barras de cuarcitas grises micceos intercalados con pizarras
grises oscuras dan la idea de acumulaciones en condiciones marinas.
La presencia de ondulitas asimtricas y simtricas, la estratificacin
sesgada, lenticular y canales de corte y relleno podrian sugerir un
ambiente marino litoral en base a que estas estructuras no
presentan grandes dimensiones especialmente la estratificacin
sesgada. Varios trilobites, cephalopodos y braquipodos encontrados
en esta unidad (Ro La Pampa-Hunuco, Rio Inambari) son considerados
como el factor principal que regula sudistribuciny en condiciones a
nivel de la interfaseagua-sedimento, sugeriendo condiciones de
sedimentacin marinos. Seguidamente la acumulacin de areniscas
marinas en estratos gruesos intercalados con algunas pelitas, podra
interpretarse como terrazas de baja mar (Shoreface superior) las
que corrresponderian a la parte inferior de la Formacin Sandia.
Secuencialmente, la acumulacin de areniscas interestratificada con
lutitas gris oscuras en estratos medios y la abundancia de
estructuras tipo SW se interpreta como loslmitesde las mareas alta
y baja, llamado tambin foreshore estrn, cuyoprocesopredominante es
el batido del oleaje seleccionando muy bien el sedimento, con
laminacin paralela (Sh) de alta energa inclinada hacia el mar
(Dabrio, G. et al., 1984). Suprayacen a stas ltimas, unas areniscas
macizas con intercalaciones de lutitas oscuras, presentando facies
predominantes tipo St y secundarias Sw, Sl y Sr, las que se
interpretan como llanura deltaica indicando una progradacin del
frente deltaico. La ltima secuencia corresponde abancosmasivos de
areniscas con niveles deslizados (Sd), y secuencias alternadas de
areniscas y pelitas interpretandose como depsitos de turbiditas
encontradas en Sina, Totora y Ro Lanza. La alternancia rtmica de
areniscas y pelitas paralelas y contnuas se observan tambien en la
carretera del puente Nacureque a Sandia (verFotosN 25 al 31).
Despus de esta ltima acumulacin, sobrevienen facies de lutitas
micceas oscuras de mar abierto (Offshore) correspondientes a los
primeros niveles de la Formacin Ananea. Vea Figura N06 FORMACION
ANANEAToma su nombre de la localidad de Ananea en el departamento
de Puno donde Laubacher G., op cit 1978, la describe como una
gruesa secuencia de pizarras y esquistos aflorantes a lo largo de
la ruta entre Ananea a Cuyo Cuyo. Esta unidad sobreyace concordante
sobre los niveles rtmicos de la Formacin Sandia. En la regin
conforma los ncleos de los sinclinales a lo largo de los valles de
Sandia y Tambopata. Consiste de esquistos gris oscuros afectados
por una esquistosidad de flujo que en muchos casos impide observar
la estratificacin, estando plegada fuertemente en varios sectores.
Sus niveles inferiores conservan lminas de areniscas finas en
estructuras lenticulares. A partir de este punto, esta formacin
pierde paulatinamente su metamorfismo con direccin NE; es as que al
norte de Camarn y Ro Lanza, esta unidad presenta la apariencia de
lutitas y limoarcillitas micceas, conservando una incipiente
esquistosidad y de bajo ngulo con respecto a la estratificacin.
Entre Sandia y Huancaluque se midi un flanco del sinclinal done
aflora la Formacin Ananea en direccin SO, reportando 550 m. aprox.
de pizarras gris oscuras con fuerte inclinacin al SO. A la fecha,
el lmite Silurico Devoniano no han sido evidenciado en la regin de
estudio. La falta (porerosin) o ausencia de restos fsiles ha
dificultado la correlacin con unidades bien datadas en Bolivia,
donde la continuidad litolgica, fauna caracterstica; asociada, ha
permitido su diferenciacin en series e inclusive por pisos. En
nuestro territorio el Siluriano ha sido poco reconocido, ubicndose
escasa fauna de macrofsiles y prcticamente nada de microfsiles.
Esto ha trado como consecuencia no tener hasta la fecha
unregistrofsil caracterstico, desde el Ordoviciano superior al
Devniano inferior. Se puede postular con algunas relaciones
actuales sobre la posicin relativa de las secuencias pelticas que
suprayacen al Ordoviciano superior. En primer lugar, la base esta
constituida por un "nivel gua" llamado "Formacin Zapla" hallado en
Calca, Carcelpunco y Urubamba con una litologa que corresponde a
bancos de areniscas cuarzosas intercaladas con pizarras en la
secuencia inferior y seguido de diamictitas, los que luego pasan a
bancos de microconglomerados cuarzosos que tienen unamatrizarenosa,
intercalandose cuarcitas y pizarras; predominando stas ltimas,
hacia el techo. Laubacher en 1974, menciona esta unidad en el Can
de Carcelpunco, como un nivel cuarzoso detrtico gris verduzco de
120 a 150 m. de grosor, cuyo contenido de Histrochosferas y
Chitinosferas lo atribuyeran a un depsito marino y Silriano
correlacionndolo con el Horizonte Cancairi de Bolvia y Zapla de
Argentina. En Bolivia, se le consideraba una edad Llandoveriana
superior a Wenlockiana (Branisa et al., 1972) una edad
pre-llandoveriana superior. Estudios recientes, en Bolivia y
Argentina se ha reportado la presencia de trilobites que, precisan
esta edad en el Ashgiliano Daz, E. (1996). Sin embargo, hay que
recordar que esta unidad es de origen "resedimentado" con la
presencia de fsiles que indican una edad Ashgiliana (Antelo, 1973;
Rodrigo et al., 1977; Surez, 1995 en Daz, E. op cit), pero muy
probablemente por su posicin litoestratigrfica en el tiempo
corresponde a un tiempo posterior. Es evidente que esta unidad se
haya resedimentado durante el Llandoveriano con un reciclado de
fsiles del Ordovciano superior (Ashgiliano). Son comparables a las
calizas fosilferas de edad Wenlockiana intercaladas dentro de la
Formacin Cancairi en la Cordillera de Tunari (Diaz E., op cit) y
consideradas como diferenteseventosde resedimentacin (Fig. 10). En
el altiplano entre Lampa y Calapuja los primeros niveles de la
Formacin Chagrapi reportan fsiles del Llandoveriano inferior, lo
cual indica que los niveles superiores de la Formacin Calapuja son
probablemente de edad Ashgiliana, si consideramos una continuidad
homognea de sus relaciones litolgicas tenemos que la Formacin Zapla
no existe como niveles resedimentados o diamictitas, pero si se
podra correlacionar con los niveles "Flysh" que se presentan en las
secuencias inferiores de la Formacin Chagrapi (antes Formacin
Calapuja superior), conformado por secuencias alternadas de
areniscas y lutitas en una relacin de 1:3 (Boucot et al, 1982).
Esto nuevamente da la idea de que la transicin entre el Ordoviciano
superior y el Siluriano inferior corresponden litolgicamente a
secuencias resedimentadas y turbiditas que abarcan desde Cuzco
hasta Bolivia e inclusive Argentina. De acuerdo a los estudios de
Sempere (1995) e Isaacson y Daz (1985) (En Daz E. op cit), el
apilamiento tectnico en el frente de deformacin es la causa
probable para el aumento de la subsidencia, frente dealimentaciny
la inestabilidad tectnica que facilitarn la resedimentacin,
turbiditas y deslizamientos sinsedimentarios en la cuenca
Boliviana-Peruana. Esto trajo como consecuencia la formacin de
terrenos y relieves que originaron glaciaciones locales, de acuerdo
a la latitud cercana alpolo nortedurante el Ordoviciano, ubicada en
el Islandsis del Ordovciano terminal en el Sahara (Aubouin J.,
1981). Estas glaciaciones locales de latitud y no de altitud
originaron sedimentos glaciares cercanos al margen occidental de la
cuenca y desplazndose como deslizamientos, originaron secuencias
resedimentadas de tillitas (10) en algunas reas (Calca - Urubamba
Carlotto et al 1996; - Pacaypata - Carcelpunco Laubacher 1978)
donde hubo mayor incidencia glacial; y turbiditas y secuencias tipo
"Flysh" en otros sectores como Sandia, Lampa y Calca. La Formacin
Ananea representa a secuencias pelticas depositadas en un ambiente
marino algo profundo. Sus primeros niveles pueden corresponder a
sedimentos turbidticos y flysh, consecuencia de la inestabilidad
tectnica a finales del Ordoviciano. La regin de estudio
representara la cuenca ms profunda, mientras que en Lampa se
interpreta como paleoambiente nertico de plataforma en base a
fsiles como los braquipodos y conularias (Formacin Chagrapi). Los
niveles medios a superiores de la Formacin Ananea no han sido
estudiados en este trabajo. Vea Figura N06
D. PALEOZOICO SUPERIOR Esta secuencia se encuentra bien expuesta
a lo largo de la cordillera oriental del Sur del Per, prolongndose
a territorio Boliviano, litolgicamente esta constituida hacia la
base por la secuencia silicoclstica-peltica del Grupo Ambo y las
secuencia carbonatadas, samtico-carbonatadas de
losGruposTarma-Copacabana y suparayaciendo discordantemente la
secuencia volcano-sedimentaria (capas rojas) del Grupo Mitu. Vea
Figura N07
E. PALEOZOICO EN EL NORTE Y CENTRO DEL PERU
GRUPO MITUEl nombre fue introducido por Mc Laughlin d. (1924)
para referirse a una secuencia de areniscas rojas permianas
expuestas en el per central. en el sur del pas, el grupo mitu tiene
una gran extensin y desarrollo, sobre todo a lo largo del frente so
de la cordillera oriental. Audebaud E. (1973) la describe en los
cuadrngulos de sicuani, ocongate, macusani, nuoa as como Laubacher
G. (1978). se han reconocido dos tipos de litofacies en la
secuencia: una principalmente clstica y la otra mayoritariamente
volcnica. las volcanitas se van a encontrar indistintamente
intercaladas con las areniscas (Newell n., et al, 1949; Audebaud
E., 1973; Laubacher G., 1978; Marocco R., 1978, entre otros). en el
rea de estudio el grupo mitu se encuentra restringida hacia el so,
aflorando bsicamente litofacies volcnicas que estn constituidas por
lavas andesticas de textura porfirtica, denaturalezaplagiofrica,
con una pasta micro a criptocristalina conteniendo una cantidad
menor de feldespatos potsico, cuarzo, piroxenos y anfboles. se
intercalan algunas brechas con litoclastos volcnicos. adems, se
encuentran areniscas arcsicas de grano fino, color rojo brunceo en
capas de 60 cm. o ms. segn Kontak d. (1985), las vulcanitas del
grupo mitu deben ser divididas de acuerdo a criterios mineralgicos
y qumicos en alcalinos, peralcalinos y shoshonticos. el vulcanismo
del grupo mitu pertenece al magmatismo del arco interno fue
episdico y peridicamente con undominiode la fuente de la corteza.
segn este mismo autor, el vulcanismo pudo haberestadoligeramente
relacionado a losprocesosde subduccin. Son muy comunes las
intercalaciones de areniscas arcsicas conglomerdicas que contienen
elementos volcnicos, poniendo en evidencia la coetaneidad entre el
vulcanismo y la depositacin del material clstico. el grosor de la
secuencia es estimada en 500 m., correspondiendo las mayores
dimensiones al norte del rea (abra de usicayos). el grupo mitu
suprayace en discordancia erosional a las calizas del grupo
copacabana. no se han encontrado fsiles en los estratos de la
unidad, pero basado en sus relaciones estratigrficas
post-leonardino y pre-cretceo, su edad estara entre el permiano
superior y el trisico inferior. a su vez, segn Kontak D. (op.cit),
las lavas del grupo mitu de la cordillera oriental tienen un rango
de edad rb-sr entre 270 a 210 m.a.; mientras que Mc Bride et al
(1983) obtienen edad k-ar de 280 y 245 m.a. para las volcanitas
equivalentes del no de bolivia. de otro lado, en el altiplano,
Klinck B., Palacios O. et al (1991), obtienen una edad k-ar de 272
10 m.a. para una volcanita del grupo iscay (equivalente a la parte
superior volcnica del gpo. mitu). segn esto, stas rocas tendran un
rango de edad comprendido entre el permiano superior y el trisico
inferior, siendo por tanto, ambos rangos de edades bastante
compatibles. Vea Figura N07F. PALEOZOICO SUPERIOR EN EL SUR DEL
PERU
GRUPO AMBONombre dado por Newell N., y otros (1949) a una
secuencia samita-peltica continental aflorante en los alrededores
de Ambo - dpto. de Hunuco. en el altiplano de la regin sur, la
unidad ha sido descrita por Klinck B. y Palacios O. Y otros (1991)
en el cuadrngulo de puno; y por De La Cruz N. (1995) en el
cuadrngulo de Azngaro. Afloramientos del Grupo Ambo se encuentra
localizados en el sector Oeste de la Laguna Cocaa Cocha y se
prolongan hacia el Norte. La unidad genera unamorfologamoderada a
abrupta, dependiendo de la estructura que est formando. En base a
su posicin estratigrfica, ya que sobreyace a la Formacin Ananea del
Siluro-Devoniano e infrayace al Grupo Tarma del Carbonfero
Superior; as como por la presencia de restos fsiles encontrados en
esta unidad, se la puede considerar en edad como Carbonfero
inferior (Mississipiano). La secuencia carbonfera presentes en el
rea, se han depositado mayormente bajo ambientes continentales
prximos a la lnea de costa con un lento hundimiento del terreno y
con pequeas oscilaciones de mares transgresivos, favoreciendo
eldesarrollode pantanos en los cuales se ha acumulado algo de
material carbonoso. Vea Figura N07
GRUPO TARMADenominado as por Dumbar G. y Newell N. (1946) para
referirse a una secuencia pelito-calcrea que aflora en el per
central. asimismo, Audebaud E. (1973) describe una secuencia
arenisco-peltico calcrea en el cuadrngulo de Sicuani que la
atribuye al Grupo Tarma y parte inferior del Grupo Copacabana.
Similarmente, Newell N. Y otros (1949),se refieren a una secuencia
similar al norte de Muani. La unidad est conformada por una
intercalacin de areniscas, calizas y limoarcilitas, cuyas
proporciones resultan servariablessegn la aparente paleogeografa
que tuvo durante su depositacin. La parte media de la secuencia se
tiene una intercalacin de areniscas, calizas, limoarcilitas
abigarradas, en capas delgadas. Las areniscas son de grano fino
ycementocalcreo, con algunas estructuras sedimentarias como flaser
bedding, ripples y otros niveles con laminacin horizontal paralela.
Al tope se tiene una secuencia ms continua una intercalacin de
areniscas feldespticas de color gris verduzco, en capas tabulares
de grano medio con areniscas calcreas, calizas y algunos niveles
con ndulos de chert, las areniscas presentan niveles con
estratificacin sesgada de mediana y pequeaescala. Esta litofacies
comnmente observadas en la unidad, son interpretadas por Audebaud
E. (1973), en Pitumarca como evidencias de zonas positivas o muy
someras y de morfologa suave las que existieron durante la
depositacin de la unidad. El Grupo Tarma en el rea de estudio
presenta un grosor de 500 m. y descansa en aparente concordancia
sobre el Grupo Ambo. De otro lado, su lmite superior con el Grupo
Copacabana es concordante, con un cambio litolgico bien marcado,
donde terminan las areniscas y comienza una sucesin neta de calizas
que corresponden a la unidad superior. Vea Figura N07
GRUPO COPACABANADouglas J. (1920), describe por primera vez una
secuencia calcreo-peltica en la pennsula de copacabana en el lago
titicaca, bolivia. ms adelante en 1936 Cabrera La Rosa &
Petersen G. designa a sta secuencia como formacin copacabana, la
misma que es elevada a la categora de grupo por Dumbar & Newell
N. (1946). ms adelante Newell n., Chronic j. y Roberts T (1949),
establecen cuatro zonas de fusulnidos en la unidad: zona de
Silvaseptopora, zona de Triticites opimus, zona de
Pseudoschwagerina uddeni y zona de Parafusulina. Audebaud e. (1973)
ha cartografiado esta unidad en los cuadrngulos de sicuani y
ocongate. por su parte, Laubacher g. (1978) menciona su presencia
en los cuadrngulos de macusani y parte de nuoa. En el rea de
estudio se tiene a esta secuencia bien representada en el C Yana
Orjo, C Chuntajatahui y C Morado. En todos los casos, los
afloramientos no son muy extensos, perdindose lateralmente por
erosin. Su expresin morfolgica es caracterstica y generalmente
abrupta, dado que genera grandes escarpas verticales en los que
destacan ntidamente sus planos de estratificacin. Estos
afloramientos resultan fcilmente distinguibles a la distancia,
debido al color blanquecino que presentan sus rocas componentes en
superficie alterada. Estas caractersticas sumadas a su
estratificacin marcada facilitan su identificacin. En general, el
Grupo Copacabana tiene un grosor de 500 m. y est conformado por
calizas micrticas, espticas, caliza arenosa y limoarcilitas
calcreas, predominantemente se presentan en capas gruesas.El Grupo
Copacabana suprayace concordantemente al Grupo Tarma, habindose
colocado el contacto donde terminan las areniscas y comienza una
sucesin enteramente calcrea, infrayace en algunas partes en
discordancia angular suave y en otras en concordancia a las
areniscas rojas y volcanitas del Grupo Mitu. Basados en los
trabajos paleontolgicos de Newell N., Chronic J. y Robert T.
(1949), establecen cuatro zonas de fusulnidos en la unidad: zona de
Silvaseptopora, zona de Triticites opimus, zona de
Pseudoschwagerina uddeni y zona de Parafusulina.as como en las
especies reportadas en este trabajo, se puede mencionar que la edad
del Grupo Copacabana es del Prmiano inferior. Muestras
paleontolgicas recolectadas han sido estudiadas por el INGEMMET en
Limbani. Vea Figura N07
Figura N06
Figura N07 Paleozoico superior
1.4. EL CICLO HERCINIANOEl ciclo herciniano se caracteriza por:
Una sedimentacin marina Arena-pelitica, a menudo flyschoide, que va
del ordoviciano inferior al devoniano medio. Empezo (al
cambriano)con un periodo de sedimentacin volcano sedimentario. Una
tectnica polifsica a fines del devoniano. Una sedimentacin marina
epicontinental, seguida por un episodio volcnico dentritico durante
el permiario superior.EL MATERIAL HERCINIANOEl primer nivel del
peleozolico fue determinado por fsiles y corresponde al ordoviviano
inferior , sin embargo existe la posibilidad que para la regin de
ollantaytambo se encuentre niveles mas antiguos (ordoviciano basal
e inclusive cambriano).El paleozoico InferiorLas facies de los
terrenos del paleozoico inferior de nuestras regin son similares a
los de la cuenca de sedimentacin paleozoica, Argentino Peruana, de
las cuales constituyen la prolongacin septentrional;
particularmente las facies del paleozoico cusqueo son casi idnticas
a las del sur del Per.Debido al intenso tectonismo herciniano, y
sobretodo al fallamineto pos herciniano, es imposible observar una
seccin continua del paleozoico inferior. El ordoviciano InferiorEn
la carretera Ollantaytambo Chaullay, se ven 300 metros de
conglomerados que descansan concordantemente sobre la serie de
ollantaytambo. Este conglomerado esta compuesto casi exclusivamente
por cantos de cuarcita bien redondeados cuyo origen es
problemtico.El conglomerado, base de la serie ordoviciana, esta
suprayacido concordantemente por lutitas pizarrosas negras
grisceas, intercalada con escasos bancos de arenisca. A lo largo de
la carretera no se nota mas de 150 a 200 metros de esta serie
(falla). El afloramiento se engruesa hacia el W, y con una
estimacin promedia de 2,000 metros.
El Siluro DevonianoLas Tilita Zapla la suprayace
concordantemente una potente serie, esencialmente lutitica, de por
lo menos 2500m. de grosor. Las areniscas son raras y siempre en
bancos pequeos.No tenemos en nuestra regin pruebas paleontolgicas
para determinar la edad en esta serie. Las plantas encontradas en
la carretera calca Amparaes estn en la va de estudio. Se asigna una
edad Llandoveriano a Wenlckiana para la tilita zapla, la nica
posibilidad es atribuir esta serie al siluro-devoniano, ya que
presenta los efectos de la tectnica eoherciniana (devoniano
Superior). Correlacionamos esta formacin con Ananea, descrita por
Laubacher (1974) en el sur del Per.
EL PALEOZOICO SUPERIOREl intenso fallamineto post-herciniano no
permite ver, dentro de los limetes del mapa la discordancia angular
entre paleozoico superior con inferior, se puede observar en la
cordillera de vilcabamba. En la zona estudiada solo aforan el
perminiano inferior y medio (grupo cochabamba) y el perminiano
superior (grupo Mitu).
LA TECTONICA HERCINIANALa tectnica herciniana de la regin
estudiada se caracteriza por: Su edad devoniano superior
(eoherciniana; Sus estructuras polifsicas, resultado de la
superposicin de dos fases de deformaciones de rumbo y de
importancia diferente, cada una acompaadas por equistosidad. Sus
direcciones estructurales que son diferentes de las observadas en
el resto de la cadena herciniana del Per.La primera FaseLas
direcciones de la primera fase eoherciniana varian de N 140 al (al
este carretera paucartambo) a N 100 al Oeste. Los pliegues son de
planes axiales verticales o ligeramente acostados hacia el SW y
varian de la escala mtrica a la kilomtrica. En nuestra zona la
deformacin se realizo debajo del frente superior de equistosidad de
plano axial S1. El tipo de equistosidad varia segn la litologa: en
los niveles arenosos se nota una equistosidad de fractura. Mientras
que en las lulitas es frecuente observar seudo clivaje (strain slip
cleavage)y hasta equistosidad de flujo. La segunda FaseEsta segunda
fase es de menor importancia, se caracteriza generalmente por
pliegues (en chevron y knick) a escala centrimetrica acompaados por
una equistosidad de fractura S2. El rumbo de las estructuras varan
de N 30 a N 50 del Oeste hacia este. A veces no se notan pliegues,
sino solamente una crenualacion de la primera equistosidad s1.Cabe
la posibilidad para que la estructura anticlinorial del domo de
ampares, rumbo a N50, este ligada a la segunda fase
eoherciniana.Evolucin del Rumbo de las estructuras del Este al
Oeste La Region estudiada se encuentra a la charnela entre las
direcciones anormales de la Deflexin de abancay y las direcciones
clsicas del sur de la cordillera de los andes peruanos. Por esta
razn vemos las direcciones orogrficas pasar de N150 a E-W. Esta
torsin, adquirida o heredada, se traduce al nivel de la cadena
herciniana por una desviacin. Desde Bolivia Hasta san salvador los
rumbos hercinianos son N 140, a partir de Pisac dichas estructuras
toman rpidamente un rumbo N100.MAGMATISMO HERCINIANOEl magmatismo
herciniano se manifiesta en nuestra regin por: Un magmatismo
plutnico sintectonico que dio los ortoneises del domo de Ampares,
de los cuales hablamos detenidamente mas arriba; Un magmatismo
plutnico sintectonico que dio los ortoneises del domo de ampares,
de los cuales hablamos detenidamente mas arriba, Un magmatismo
efusivoLas primeras manifestaciones efusivas ocurrieron al
cambro-ordoviciano dando material volcnico piroclasico. Es un
volcanismo acido.Un segundo periodo empieza al perminiano medio y
superior, dando un vulcanismo esecencialmente rio-dacitico
explosivo. La cordillera oriental conoci una actividad volcnica
mucho mas intensa que su bordura sur, lo que indica quizs una mayor
movilidad de la cordillera oriental durante esta poca.
PALEOGEOGRAFIA DE LOS ANDES CENTRALES A LO LARGO DEL CICLO
ANDINO(Basado en Aubouin et al. 1973, Dalmayrac et al. 1986,
Jaillard et al. 1990)
1.5. MESOZOICO
A. TRIASICO SUPERIOR NORTE Y CENTRO DEL PER GRUPO PUCARAEs de
edad Trisico-Jursico; suprayace comnmente al Grupo Mitu, pero
tambin puede descansar directamente sobre los esquistos del
Complejo Maran por fallamiento de bajo ngulo. Litolgicamente esta
unidad corresponde a calizas bastante afectadas por la meteorizacin
y erosin crstica, mostrando costras pardo amarillentas con xidos de
fierro.B. TRIASICO SUPERIOR SUR DEL PER FORMACION JUNERATASecuencia
de derrames volcanicos cidos de color claro en la que se distinguen
pequeos cristales de cuarzo dentro de una matriz feldespatica, as
como bancos gruesos de andesitas de color gris verdoso y
rojizo.Ubicacin y extensin: Tiene su mejor afloramiento al Este de
Palca, en el Cerro Junerata, con un grosor aproximado de 1500 m. Es
una faja larga entre Vilavilani por el extreme Sur y los
alrededores de Palquilla por el extreme Norte, de 25 km.
aproximadamente. Se presenta como bancos de andesita
porfiritica.Edadycorrelacion: Superyace a la Formaci6n Machani, y
yacedebajo de las calizas de la Formaci6n Pelado. Se supone
representan una parte del Hettangiano y posiblemente una parte del
Triasico Superior.Medioambiente deposicional: Es posible que la
Formaci6n Volcanico Junerata haya sido islas volcanicas dentro del
Geosinclinal, puesto que se sabe que la mayor parte de la regi6n
andina estuvo sumergida durante el Triasico Superior y el Liasico
Inferior.
C. JURASICO INFERIOR NORTE Y CENTRO DEL PERU VOLCANICO
OYOTUNVolcanicos andesiticos, considerados del jurasico inferior a
medio Es un conjunto de rocas volcnicas cuya seccin tpica ocurre en
las cercanas del pueblo del mismo nombre. Consiste de una secuencia
gruesa de derrames andesticos, bancos de rocas piroclsticas y
brechas andesticas. Presenta intercalaciones con tobas, grauvacas y
algunas capas de caliza.. En el rea se confunde mucho con el
volcnico Llama del terciario inferior.D. JURASICO INFERIOR EN EL
SUR DEL PERU FORMACION CHOCOLATE (Arequipa)En este sector los
afloramientos de la Formacin Chocolate inician con estratos masivos
de calizas (mudstone) de color gris oscura, con abundantes fsiles
de corales, seguido por un paquete irregular de brechas conformadas
por fragmentos angulosos de roca calcrea fosilfera, idntica a las
calizas de la base. Contina la secuencia con intercalaciones
delgadas de conglomerados y areniscas calcreas dispuestas a manera
de canales fluviales, culminando en una secuencia de limolita de
color negro bien laminada y sin fsiles. La parte media corresponde
a una secuencia de areniscas feldespticas de grano medio a grueso,
con laminacin horizontal, y abundantes grietas de desecacin,
sobreyacidas por secuencias de conglomerados con base erosiva,
clastos de roca volcnica, subredondeados con dimetro promedio de 10
cm, que alcanzan a medir hasta 30 cm, alguno de los cuales son
clastos de calizas. La direccin de paleocorrientes sugieren flujos
hacia el SE y SO. Los conglomerados de la parte superior de la
columna se encuentran cortados por un dique granodiortico,
fanertico, con cristales de forma euhedral de cuarzo, feldespatos y
hornblenda; el cual se encuentra alterado observndose una coloracin
verdusca caracterstica.
Formacin Chocolate sobreyacida en contacto erosivo por las
calizas de la FormacinSocosani en el Cerro Yanacoto.
E. JURASICO MEDIO NORTE DEL PER FORMACION CHUNUMAYO se extiende
en direccin NNO-SSE, constituye una secuencia carbonatada con
calizas micrticas de tipo wackstone a packstone de color gris, con
algunos niveles finos de lutitas gris verdosas, presenta adems
niveles de calizas bioclsticas y calizas nodulosas. Esta sucesin se
encuentra bien estratificada y corresponde a un ambiente de
plataforma carbonatada poco profunda
F. JURASICO MEDIO NORTE DEL PER FORMACIN SOCOSANI (BAJOCIANO)
(Arequipa)El paso de la Formacin Chocolate a la Formacin Socosani
es mediante una discordancia erosional, observndose en la base del
Socosani, conglomerados con clastos volcnicos color verde bien
alterados, clastos de areniscas, calizas y fragmentos de
conchillas, en matriz arcillosa calcrea con presencia de
paleosuelos, seguido por bancos delgados de calizas grises masivas
con abundantes fsiles interestratificados con conglomerados de
color verde. A estos conglomerados se le sobreponen paquetes
masivos de calizas de color gris claro, con abundante contenido
fosilfero, que en conjunto conforman corales y pelecpodos tales
como Terebratula phillipsi MORRIS, Loboidothyris cf. L. pervalis
(SOWERBY), Actinostrea sp., Nerinea sp. y Buchia sp (M. Aldana,
INGEMMET), indicando aguas muy someras, tranquilas y limpias.
Respecto a la edad en este sector, sugieren el Bajociano, sea
Jursico medio basal para estos niveles.
G. JURASICO SUPERIOR NORTE Y CENTRO DEL PERU FORMACIN CHICAMA
(JS-CHIC) La formacin Chicama es un conjunto litolgico que aflora
mayormente en las partes altas de la cuenca del ro Jequetepeque los
que superficialmente sufren un cambio de coloracin. En la mayora de
los afloramientos de la cuenca se nota predominancia de lutitas
negras laminares, deleznables, con delgadas intercalaciones de
areniscas grises. Contienen abundantes ndulos negros, piritosos,
algunas veces con fsiles algo piritizados, es comn observar manchas
blancas amarillentas como aflorecencia de alumbre. En los
alrededores del puente del ro de Crisnejas, la formacin Chicama
presenta, por intemperismo, una coloracin rosada, por lo que
fcilmente, puede confundrsele con la formacin Carhuaz en este
sector los sedimentos arenosos de coloracin rojiza han aumentado, y
los estratos lutceos ofrecen colores claros, ligeramente marrones.
Numerosos sills andesticos gris verdosos con mas de un kilmetro de
longitud, se exponen a algunos lugares y finalmente venillas de
yeso entrecruzan a los estratos de esta formacin. Ocasionalmente
las lutitas oscuras con intercalaciones de areniscas pardas tienen
horizontes arcillosos ricas en alumina, por lo que son explotadas
como material para la industria de la cermica. Las rocas de la
formacin Chicama son blandas, debido a la cantidad de material limo
arcilloso que han favorecido el desarrollo de una topografa suave.
Como en otras partes, en el rea estudiada, no se ha visto la base
de la formacin Chicama, se supone que descansa discordantemente
sobre las calizas del grupo Pucar u otras formaciones. Su contacto
superior es generalmente de aparente conformidad con la formacin
Chim, siendo ms probable una discordancia paralela. Por el sector
oriental, el intenso disturbamiento sufrido por estas rocas
dificulta la exacta estimacin de sus grosores sin embargo, en el
sector occidental, los estratos estn menos deformados excepto donde
se presentan algunas intrusiones pequeas y medianas que
distorsionan los estratos, a pesar de lo cual puede estimarse un
grosor de 800 a 1,000m.La presencia de esta formacin seala un
limite oriental de deposicin a pesar de que sus facies de borde
rara vez se observa, porque generalmente los continuos
sobreescurrimientos la cubren, o sencillamente por efectos de la
erosin. Las porciones que afloran son netamente sedimentos de
cuenca marina. La litologa y el alto contenido de pirita en los
sedimentos de la formacin Chicama, sugieren que el material se
deposita en una cuenca anaerbica, en donde prevaleci un ambiente de
reduccin. Los sectores donde la formacin muestra una coloracin
rojiza con mayor contenido de areniscas, pueden presentar el borde
de esta cuenca, ya que se tiene la seguridad de que los sedimentos
Titonianos no se depositaron hacia el este del flanco occidental
del Geoanticlinal del Maraon. Por tal razn, los sobreescurrimientos
son menos intensos a medida de que se avanza hacia el este del
supuesto limite oriental. Es de anotar que l limite de la cunese
marcha paralelo ala gran curvatura que forma las estructuras a la
altura de San Marcos, Matara, San Juan, Magdalena y Valle del
Jequetepeque Cajamarca, pasando de una direccin S NO a EO. La
formacin Chicama es correlacionable con las formaciones Oyn de la
zona de Canta, Puente Piedra de la zona de Lima, y con la parte
inferior del Grupo Yura en Arequipa.
H. JURASICO SUPERIOR EN EL SUR DEL PERU GRUPO YURARocas
sedimentarias representadas por las rocas clsticas y carbonatadas,
en este grupo, la formacin llamada cachio est caracterizada por la
presencia de lutitas, cuarcitas y arcillitas.
I. CRETACICO INFERIOR CENTRO Y NORTE DEL PER GRUPO ORIENTE Esta
formacin fue descrita inicialmente por Morn R. M y Fyfe D. en 1933
y 1946 respectivamente, en la zona del bajo Pachitea, en el
departamento de Huanuco. Se constituye de areniscas cuarzosas bien
seleccionadas de grano fino a medio, blancas a amarillentas, en
capas medianas a gruesas, en partes con buena porosidad y
permeabilidad. Estas areniscas se intercalan con lutitas grises en
paquetesJ. CRETACICO INFERIOR SUR DEL PER FORMACION HUANCANELa
formacin Huancan est principalmente compuesta por areniscas
cuarzosas, areniscas conglomerdicas, conglomerados y lutitas. Las
areniscas, que constituyen la mayora de los afloramientos, son
blancas o rosadas y contienen en general ms de 90% de cuarzo,
algunos feldespatos, restos de rocas o chert, y muy poco de matriz.
Los granos son subredondeados a redondeados, los que pueden ser
cubiertos por el cemento silceo. Esta cementacin no es sistemtica,
en particular, en la parte superior de la formacin, donde las
areniscas contienen frecuentemente una matriz de caolinita que las
hacen muy friables. La formacin Huancan ha sido dividida en dos
unidades (Candia & Carlotto, 1985)I. La Unidad Inferior
(10-50m), est compuesta de conglomerados, areniscas conglomerdicas
y areniscas cuarzosas con laminaciones oblicuas, donde la base de
los bancos presenta canales y la granulometria es decreciente. La
parte superior est constituida localmente por un nivel calcreo
(Queqayoc) o por niveles finos de lutitas rojas o negras. II. La
Unidad Superior (70-15Om) se compone principalmente de barras
arenosas, masivas o con laminaciones oblicuas que presentan la
particularidad de ser continuas sobre decenas de kilmetros. La base
de esta unidad puede ser localmente erosiva y marcada por un banco
conglomerdico, como en Juliaca y Putina (Batty & Jaillard,
1989).
K. CRETACICO INFERIOR NORTE, CENTRO Y SUR DEL PER BATOLITO DE LA
COSTAEl Batolito de la Costa est constituido por cientos de
plutones individuales,agrupadosenunnmerolimitadodesper-unidades El
Batolito de la Costa est constituido por cientos de plutones
individuales, agrupadosenunnmerolimitadodesper-unidades
(kitcher,1974). Geogrficamente est dividido a lo largo deleje del
batolito en5 grandes segmentos, caracterizado cada sper-unidad por
unensamblelitolgico particular(Cobbing etal., 1977b) Inicia en
Tacna y termina en ecuador segn nuestra zona de inters. Batolito se
extienden en un rea de 1600 km de largo y 60 km de ancho.Estos
cuerpos deroca gnea fueron emplazados desde hace 100 millones para
los ms antiguos hasta 37 millones para los ms jvenes. El segmento
de mayor longitud
km.largoApesardeserllamadoscomnmentegranitoslasrocasmscomunessonlagranodiorita
ylatonalita,ambas visualmente muy parecidas al granitopropiamente
tal. Adems estn asociadas anumerososdiquesdeandesitabasaltica.La
exhumacin (exposicin) del batolito se debe a una disminucin
delngulo desubduccina menos de 10 de laPlaca de Nazcalo que habra
terminado con elvolcanismo y causado adems una fuerte alza de los
Andes que junto alaerosindej expuesta el interior de esta engua
zona volcnica. A su vez ladisminucin del ngulo de subduccin se le
atribuye a lacordillera submarina deNazca,aunque algunos cientficos
consideran que esto no sera suficiente paracambiar el ngulo de
subduccin de una zona tan amplia. llegan a tener ms de1000
plutones.
L. CRETACICO SUPERIOR TURON SANTON NORTE Y CENTRO DEL PER
FORMACIN CHONTA Esta formacin fue descrita inicialmente por Morn,
R. M. y Fyfe, D. (1933), en el departamento de Huanuco,
describiendo una serie constituida por lodolitas grises con
intercalacin de limolitas y calizas, que se ubican concordantes
entre dos unidades litolgicas arenosas como son: la formacin Agua
Caliente en la base y la formacin Vivian en el techo. La formacin
Chonta se presenta nicamente en el primer kilmetro y medio de la
va. Se destaca una gruesa secuencia arcillo limosa en algunos
niveles arenosa, constituida por lutitas gris verdosas, limolitas
rojo marrn y violceas, en partes de color ocre amarillento por
oxidacin; margas gris rojizas, calizas grises, areniscas cuarzosas
y siltstone blanquecino amarillento en capas medianas,
ocasionalmente con huellas de gusanos y rizaduras. Forma
anticlinales y sinclinales as como pliegues apretados con planos
axiales verticales a subverticales. Se presenta en partes fallada y
fracturada, observndose en las secuencias lutceas material molido y
disturbado. El espesor es muy variado, no obstante en el ro
Inambari se estima que puede alcanzar 400 a 500 m, pudiendo ser
mayor ya que su apreciacin se complica por la cobertura cuaternaria
que cubre gran parte de los afloramientos de esta formacin. Son
numerosos los trabajos que aseveran la presencia de gasterpodos,
branquipodos, ostracodos y carofitas que pertenecen Cretceo
superior y que por su posicin estratigrfica entre dos unidades, en
la base del Albiano-Cenomaniano, y en el techo del Cretceo
terminal, se puede aseverar que su edad puede estar entre el
Cenomaniano-Turoniano-Coniaciano. La sedimentacin corresponde a
aguas ligeramente salobres poco profundas, en parte de lagos, con
condiciones anaerbicas reductoras para los niveles lutceos
carbonosos y en partes oxidantes para los niveles de limolitas
rojizas. Los niveles de arenisca se dan en medio transicional.M.
CRETACICO SUPERIOR TURON SANTON SUR DEL PER FORMACION TOQUEPALAEsta
unidad litoestratigrfica fue descrita en el cuadrngulo de Punta
Bombn y Clemes (Bellido & Guevara (1963), para describir una
gruesa secuencia de rocas volcnicas formadas por derrames, brechas
de flujo, aglomerados y piroclsticos finos cuyas composiciones
varan entre dacitas, andesitas, traquitas y riolitas que descansan
en discordancia sobre la Formacin Guaneros y Volcnico Chocolate,
donde se identifican sus miembros ms inferiores.El actual Grupo
Toquepala fue conocido anteriormente como Formacin Toquepala
(Bellido y Landa, 1965), y fue elevado a la categora por Bellido E.
& Guevara C. (1963) a razn que buena parte de las unidades
superiores del afloramiento se encuentran en los distritos mineros
de Toquepala, Quellaveco y Cuajone donde fueron estudiados por.
Richard y Coutright (1955) y Lacy(1958).Actualmente, el Grupo
Toquepala est dividido en cuatro formaciones algunas de ellas estn
subdividas en algunos miembros:1. Formacin Huaracane (Martnez,
2000).Conocida anteriomente como formacin Toquepala (Bellido y
Landa, 1965), actualmente est dividida en un conjunto de siete
unidades volcanoclsticas estudiadas a lo largo del curso inferior
del ro Torata. 2. Formacin Inogoya (Bellido, 1979).Secuencia
sedimentaria (Bellido y Landa, 1965), compuesta de conglomerados,
areniscas, gravas consolidadas, bien estratificadas, de coloracin
gris a tonalidades claras, est diferenciada en varias litofacies
que van desde conglomerados gruesos en el sector oriental (Cerro
Vizcachane) a sistemas de areniscas y limolitas claras (Hacienda
Inogoya), intercalaciones de flujos piroclsticos porfirticos grises
de poco grosor (0.10 m), tabulares (Cerro Alegoma). Sobreyace a la
Formacin Huaracane (miembros 04, 06 y 07), e infrayace disconforme
a tobas soldadas macizas (Formacin Paralaque). Su localidad tipo se
encuentra en las inmediaciones de la Hacienda. 3. Formacin
Paralaque (Bellido, 1979).Secuencia de tobas (Bellido y Landa,
1965), altamente soldadas porfirticas, textura eutaxtica con
minerales esenciales de vidrio, plagioclasas y cuarzo, como
accesorios, biotita, fragmentos lticos y opacos, color gris rojizo,
conforman farallones abruptos y extensas plataformas como las
observadas en Otora, y en la carretera que va de Torata a Cuajone.
En el sector de Otora afloran secuencias sedimentarias compuestas
por lodolitas y areniscas finas rojizas a grises, bien
estratificadas que se definen como un miembro para esta formacin.
Sobreyace disconforme sobre la Formacin Inogoya e infrayace en
igual relacin a la Formacin Quellaveco, esta unidad es asignada al
Cretceo superior.
4. Formacin Quellaveco (Bellido, 1979).Secuencia volcnica
dividida en cinco miembros:Miembro Asana.Secuencia de lavas
coherentes, de composicin qumica rioltica, color gris claro,
porfidticas con cuarzo libre y feldespatos mayormente alterados, el
cuarzo hialino es flotante en matriz media compuesta por
cuarzo-feldespato. Su estratotipo se encuentra en las inmediaciones
del poblado de Asana, la Cimarrona y Villa Toquepala.Miembro
Carpanito.Secuencia de lavas coherentes de grano fino gris oscuras,
estratificadas, de textura Porfidtica seriada con plagioclasas y
ortopiroxenos esencialmente. Afloran en los valles del ro
Capillune, cerros Carpanito y Pedregal.Miembro Yarito.Secuencia de
lavas porfidticas gris rosadas, matriz fina, muy resistentes y
silicificadas, presentan buena estratificacin, qumicamente son
riolitas alteradas a arcillasericita, parcialmente afanticas con
matriz holocristalina. Aflora extensamente al NO de la mina
Toquepala entre los cerros Yarito y Cruz Laca, regionalmente tiene
forma dmica e intruye a las secuencias volcnicas Samanape y
Paralaque, presenta contacto fallado (Falla Micalaco) con la
Superunidad Yarabamba y las andesitas Carpanito.Miembro
Tinajones.Secuencia de lavas coherentes blanco amarillentas
estratificadas, porfidticas con cuarzo flotante en matriz afantita,
se inclinan 15 - 20 en direccin SO, su afloramiento se encuentra
entre la mina de Cuajone y la Quebrada Charaque.Miembro
Samanape.Esta dividida en dos unidades:Inferior.Secuencia de lavas
coherentes de composicin qumica andestica, porfidticas bien
estratificadas, color gris en fresco y blanquecino en afloramiento,
se intercalan tobas grises con tono violceo con fragmentos de
plagioclasas y cuarzo la mayora silicificados y sericitizados, se
inclinan ligeramente (15) en direccin SO encontrndose expuesto a lo
largo de la carretera Quellaveco-Quebrada. Honda, Quebrada Cocotea,
Cuajone y Chujulay. Se cuenta con dataciones radiomtricas para esta
unidad; 52.3 1.6; 52.43 1.7; (Mina Cuajone, Clark, et al. 1990),
53.6 3.0; 55 1.10; 56.2 2.10 (Yacimiento Quellaveco, Zimmermamnn y
Kihien 1983). Sobreyace disconforme sobre la riolita Asana e
infrayace a la unidad superior, Grupo Barros y depsitos
morrnicos.Superior.Secuencia de tobas-lapilli, blanquecinas bien
estratificadas que presentan formas redondeadas en afloramiento,
est compuesta de fragmentos lticos, pmez en matriz tobcea bastante
alterada, en algunos sectores presentan textura eutaxtica y
reomrficas, se intercalan con secuencias de lahares gris marrones
compuestos de guijas polimcticas la mayora de origen volcnico
englobados en matriz de arenas gruesas, intercalndose con estratos
de limolitas grises y areniscas finas. Se expone ampliamente a lo
largo de la carretera Quebrada Honda-Mina Toquepala. Sobreyace
disconforme sobre la unidad inferior e infrayace a la Formacin
Huaylillas (Martnez y Zuloaga, 2002), Palacios (1995) lo describe
como representante de una intensa actividad volcnica constituido
por aglomerados piroclsticos cuyas composiciones varan a
dacitas-traquidacitas y riolitas, con intercalaciones locales de
sedimentos clsticos, conglomerados, areniscas y calizas con
ostracodos. Actualmente es resaltante el conjunto de rocas
volcnicas que varan entre; tobas-lapilli, ignimbritas, lavas
andesticas/baslticas y riolitas (Martnez, 2002). Este grupo se
encuentra en el flanco este de la cordillera de la costa yaciendo
en discordancia sobre la Formacin Guaneros.
CRETACICO SUPERIOR POST SANTON
1.6. CENOZOICOA. CENOZOICO EN EL NORTE DEL PER GRUPO CALIPUYEsta
unidad se distribuye ampliamente en la parte alta del rea de
estudio con afloramiento regional hacia el sur y norte del rea de
inters, abarcando tambin el rea de cumbres. La secuencia est
constituida de lavas andesticas, piroclsticos gruesos, tufos,
basaltos, riolitas y dacitas. Las rocas son piroclsticas gruesas
con lavas cidas o ignimbritas dacticas. La secuencia se interceptar
en la captacin y primeros tramos del tnel de derivacin Huayllapa,
presentando fsicamente un comportamiento con buena estabilidad
garantizando un buen funcionamiento de la central. Sin embargo, en
las laderas con fuerte pendiente, el intemperismo ocasiona
fracturamiento y disgregacin local formando conos de coluvios que
llegan hasta el fondo del valle.DEPARTAMENTO DE LA LIBERTAD (7 45 -
8 25 S) ESTRATIGRAFA UNIDADES PRE - CENOZOICO Corresponden a rocas
sedimentarias, volcano-sedimentarias e intrusivas que forman el
substrato sobre el cual se emplazaron discordantemente los
materiales volcanognicos (Fig 2). Las unidades sedimentarias
afloran principalmente al Este y NE de la zona de estudio y
corresponden a unidades clsticas conocidos como Grupos Chicama y
Goyllarisquizga (Jursico superior - Cretceo inferior). La Fm.
Huaylas, consiste en niveles de conglomerados y areniscas rojizas
(Cretceo superior). El Grupo Casma del Albiano est localizado al
Oeste y SO de la zona de estudio. Las rocas intrusivas
pertenecientes al Batolito de la Costa afloran al oeste del rea. LA
SECUENCIA VOLCNICA CENOZOICA En base a los estudios efectuados, se
puede apreciar cuatro eventos volcnicos cronoestratigrficos, los
cuales se hallan separados por ligeras discordancias, probablemente
asociadas a pulsos orognicos. Unidad del Eoceno (Tablachaca). En
este perodo se emplaz la secuencia volcano-sedimentaria Tablachaca,
que aflora en ambas mrgenes del ro Tablachaca, donde tiene 1000 m
de espesor. Est constituida por depsitos de flujos piroclsticos y
lavas andesticas, intercaladas en la parte media y superior con
niveles de areniscas, limolitas y calizas lacustres. Sobreyace en
discordancia erosional a los conglomerados de la Fm. Huaylas
(Cretceo superior), e infrayace tambin en discordancia, a las
secuencias volcnicas subhorizontales emitidas por los diferentes
centros volcnicos estudiados. En la zona de Pasachique es cortado
por un cuerpo subvolcnico datado en 35.2 0.4 Ma (Rivera et al.,
2005), por lo que se asume que se emplaz en el Eoceno. Unidad del
Oligoceno inferior medio. En este perodo se emplazaron: Volcn San
Pedro (7830 O, 820 S). En su base presenta flujos de lava
andesticas. Al tope se distinguen secuencias de flujos de cenizas,
y flujo de pmez y cenizas. Respecto a su edad, es atribuida al
Oligoceno por que descansa sobre el Batolito de la Costa, y al
Este, sobre la secuencia Tablachaca del Eoceno. Caldera Carabamba.
Esta caldera se localiza al SE de Carabamba (7837 O, 807 S. Los
depsitos de flujos piroclsticos ligados de dicha caldera de colapso
yacen al Oeste sobre rocas intrusivas del Batolito de la Costa y
hacia el SE sobre lavas del volcn San Pedro. En la zona de Cerro
Mollepuquio y la confluencia de las Quebradas Motiln y Cortadera
dentro de los flujos piroclsticos se distinguen megabloques de
rocas sedimentarias pertenecientes a rocas del susbtrato (Grupo
Chicama, Formacin Chimu). Esta zona correspondera a la facies
proximal de la caldera. En cuanto a la edad, esta es posterior al
Eoceno, debido a que est intruido por el cuerpo subvolcnico Quinga
datado en 27.0 0.4 Ma (Rivera et al., 2005).Unidad del Oligoceno
superior Mioceno inferior. En este perodo se emplazaron: Caldera
Calamarca. En el sector de Calamarca (Julcn), se distingue una
gruesa y extensa secuencia de flujos de pmez y cenizas, y flujos de
cenizas que en total tienen un espesor promedio de 400 m, y
provienen del sector Este (Los Toritos). Respecto a su edad, por
sobreyacer a las ignimbritas Carabamba asumimos una edad de
emplazamiento ocurrida entre Oligoceno terminal Mioceno inf. Centro
volcnico Urpillao-Rusos. Ubicado 7 km al NO de Otuzco (78 39 O, 7
50 S). En su extremo sur presenta domos de lava andesticos. Este
volcn en su primera etapa de formacin gener flujos de lavas de ms
de 450 m de espesor que afloran al norte de Otuzco, sobre las que
se encuentran depsitos de flujos de bloques y cenizas, flujos de
pmez y cenizas y lahares. Respecto a la edad de emplazamiento, por
sobreyacer a las ignimbritas Carabamba asumimos una edad Mioceno
inferior. Volcn Cururupa. Esta localizado 13 km al SO de Santiago
de Chuco (7816 O, 813 S),. En su zona proximal presenta flujos de
lavas de ms de 300 m de espesor, y en su zona medial presenta
depsitos de flujos bloques y cenizas, y lahares que hacen un
espesor total de 300 m. Las lavas y depsitos piroclsticos del volcn
Cururupa, en el sector Oeste afloran sobre depsitos de flujos
piroclsticos de la caldera Calamarca, mientras que el sector Este,
estn sobre depsitos piroclsticos de la base del volcn Totora
(Totora I), Una lava tomada de la base del volcn Cururupa en el
sector Suyarida fue datada en 23.4 0.3 Ma (Rivera et al., 2005),
Volcn Alto Dorado. Localizado 17 km al SO de Santiago de Chuco
(7815O, 817S),. La base est constituida de flujos de lavas
andesticas, mientras que al tope presenta depsitos de flujos de
bloques y cenizas, y lahares. Los flujos de bloques y cenizas son
de composicin andestica y se distribuyen hacia el Sur (Hacienda
Calipuy) y al SE del volcn. B. CENOZOICO EN EL SUR DEL PER BATOLITO
DE ABANCAYLas rocas generadas en la zona deformada (ZD), son
ortogneis anfiboltico y ortogneis con plagioclasas y cuarzo. En el
ortogneis anfiboltico se observan cristales de plagioclasa, anfbol
y epdota orientados en condiciones de alta temperatura (600 C o
ms). En una etapa final con baja temperatura (alrededor de 350 C)
se generan incrementos de fluidos, relacionados a la fuerte
deformacin, forman vetas compuestas de clorita y epdota que
generalmente cortan la foliacin principal, se le asocia a la etapa
de sericitizacin como un proceso de retrometamrfismo La zona poco
deformada (ZPD) est compuesta por metagranodiorita, metatonalita,
cuarzo-monzoleucogabro y ortogneis; la mayora de estas rocas todava
preservan las texturas gneas iniciales; aqu se observan
generalmente foliaciones magmticas y foliaciones tectnicas.
ESTRATIGRAFA DEL VOLCANISMO CENOZOICO EN EL SUR DEL PER,
CAILLOMA AREQUIPALos depsitos volcnicos de edad Cenozoica que
afloran en la zona de Cailloma, sector NE del departamento de
Arequipa entre las coordenadas 15 00 - 15 30 Sur y 71 30 - 72 00
Oeste, fueron emitidos por diversos centros eruptivos tales como
estratovolcanes (centros volcnicos), calderas y domos volcnicos,
los cuales conforman parte de la Cordillera Occidental del Sur del
Per.CONTEXTO GEOLGICO REGIONALEl substrato del volcanismo Cenozoico
en la regin sur del Per, consiste en secuencias sedimentarias
silicoclsticas y carbonatadas erosionadas y deformadas,
comprendidas entre el Jursico al Cretceo superior (Coniaciano).
Estas secuencias sedimentarias rellenaron la cuenca sedimentaria
Arequipa, que se encuentra localizada en el Suroeste Peruano. La
columna estratigrfica presenta a la base depsitos turbidticos
depositados en la cuenca (Fm. Puente, Caloviano-Oxfordiano),
seguidos por depsitos de talud (Fm. Cachos, Kimmeridgiano), y por
depsitos silicoclsticos de plataforma (Fm. Labra,
Kimmeridgiano-Titoniano), a continuacin se depositaron calizas
arrecifales (Fm. Gramadal, Titoniano), cubiertas por depsitos de
playa (Fm. Hualhuani, Berriasiano); estos depsitos son conocidos
como Grupo Yura. Hacia arriba se tienen depsitos deltaicos y de
llanura de inundacin (Fm. Murco, Valanginiano), cubiertos por
depsitos de plataforma carbonatada y evaporitas con facies tipo
sabhka (Fm. Arcurquina, Aptiano-Coniaciano). Finalmente los
depsitos del volcanismo Cenozoico sobreyacen en discordancia
angular a las secuencias sedimentarias del Cretcico. MIOCENOCENTRO
VOLCNICO SONCO-CHONTASe encuentra ubicado a 14 Km. al NO de
Cailloma. Este centro volcnico ha originado numerosos y espesos
depsitos lvicos y piroclsticos, como resultado de seis eventos
eruptivos: 1) Consiste en depsitos de flujos piroclsticos de
cenizas de coloraciones gris violceas, intercalado con depsitos
piroclsticos de bloques y cenizas, gris verdosos, con fragmentos
lticos monomcticos. 2) Caracterizado inicialmente por dinmicas
efusivas y posteriormente explosivas, constituidas por depsitos de
flujos de lava y depsitos de flujos piroclsticos de pmez y cenizas,
respectivamente. 3) Conformado por depsitos de flujos de lava
africa, depsitos de flujos piroclsticos de cenizas y flujos
piroclsticos de pmez y cenizas; sobreyacen depsitos de flujos
piroclsticos de bloques y cenizas, cubiertos por sedimentos
volcanoclsticos gris parduscos en capas finas y algunos niveles de
snter, que representaran alguna fuente geotermal extinta. 4) Este
evento est conformado por depsitos de flujos piroclstico de pmez y
cenizas soldados y depsitos de flujos piroclsticos de cenizas. 5)
Constituido por depsitos de flujos de lava afantica, cubiertos por
depsitos de flujospiroclsticos de cenizas y depsitos de flujos
piroclsticos de pmez y cenizas soldados, as como depsitos de
oleadas piroclsticas, gris violceas. 6) El ltimo evento est
conformado por depsitos de flujos piroclsticos de cenizas y
depsitos de flujos piroclsticos de pmez y cenizas. El centro
volcnico Sonco-Chonta reporta edades Ar/Ar de 20.3 0.11 Ma
(Echevarra et al, 2006) y K/Ar de 11.4 0.4 Ma (Peterson et al.,
1983). Esta estructura volcnica fue reconocida por Peterson etal.
(1983) y Noble et al. (1989) como una caldera volcnica, sin embargo
luego del trabajo realizado no se han reunido los suficientes
argumentos geolgicos para confirmar y definirla como tal.CENTRO
VOLCNICO KERHUANTASe encuentra localizado a 15 Km. al SO del
poblado de Cailloma, siendo constituido luego de tres eventos
eruptivos: 1) Corresponde a depsitos de flujos piroclsticos de pmez
y cenizas, gris blanquecinos, que sobreyacen a otros flujos
piroclsticos de pmez y cenizas, gris verdosos. 2) Est constituido
por depsitos de flujos piroclsticos de bloques y cenizas, gris
verdosos; cubiertos por depsitos de flujos piroclsticos de pmez y
cenizas gris claros a gris violceos; con intercalaciones de
depsitos de flujos de lava porfirtica a africa. 3) Consiste en
depsitos de flujos de lava porfirtica, gris verdosa; y por depsitos
de flujos piroclsticos de pmez y cenizas, gris verdosos; siendo
intruidos por varios domos andesticos porfirticos.COMPLEJO VOLCNICO
CAILLOMAUbicado a 10 Km. al Sureste de Cailloma. Este complejo
volcnico est constituido por un centro eruptivo inicial de edad
Miocnica, edificado por diversos depsitos volcnicos, los cuales
fueron posteriormente erosionados y cubiertos por otros productos
que son el resultado del colapso gravitacional del edificio
volcnico inicial y que ha generado una estructura volcnica
denominada como Caldera Cailloma (Noble, 1979; Dvila, 1981) de edad
Pliocnica El centro volcnico inicial est constituido por tres
eventos eruptivos: 1) Consiste en secuencias volcanoclsticas, gris
blanquecinas, que representan un hiato volcnico producido antes de
la formacin del centro eruptivo inicial; sobreyacen depsitos de
flujos piroclsticos de cenizas, ricos en fragmentos lticos. 2)
Conformado por depsitos de flujos piroclsticos de bloques y
cenizas, gris oscuros; depsitos de flujos piroclsticos de pmez y
cenizas, gris violceos; se intercalan algunosdepsitos de flujos de
cenizas. 3) Muestra una dinmica predominantemente explosiva, sus
productos consisten en flujos piroclsticos de pmez y cenizas, gris
blanquecinos, ricos en cristales; estn cubiertos por flujos de pmez
y cenizas de color gris rojizo; depsitos de cadas piroclsticas y
por depsitos de oleadas piroclsticas, ricas en cristales.COMPLEJO
VOLCNICO CULLUNCUYASe localiza a 28 Km. al Sur de Cailloma. Est
constituido por dos estructuras: un edificio volcnico inicial
emplazado en el Mioceno, posteriormente cubierto por un nuevo
centro volcnico emplazado probablemente en el Plioceno. Conformando
cuatro eventos eruptivos: 1) Consiste intercalaciones de depsitos
de flujos de lava, porfirtica, gris verdosa; flujos piroclsticos de
bloques y cenizas, porfirticos, gris violceos; flujos piroclsticos
de pmez y cenizas, de coloraciones grises; y depsitos de flujos
piroclsticos de cenizas, gris rojizos. 2) Corresponde a una dinmica
netamente explosiva que origin depsitos de flujos piroclsticos de
pmez y cenizas, gris blanquecinos. 3) Constituido por depsitos de
flujos piroclsticos de bloques y cenizas, gris verdosos; cubiertos
por depsitos de flujos piroclsticos de pmez y cenizas, gris
blanquecinos. 4) Conformado por depsitos de flujos de lava
andestica, gris azulina, textura africa; sobreyacen depsitos de
flujos piroclsticos de bloques y cenizas, gris verdosos,
porfirticos; y depsitos de flujos piroclsticos de pmez y cenizas
con algunosniveles que presentan lapilli
acrecional.PLIOCENOCOMPLEJO VOLCNICO CAILLOMA (CALDERA
CAILLOMA)Como se seal anteriormente, el centro eruptivo inicial de
probable edad Miocnica, es destruido por un aparente colapso
gravitacional del edificio volcnico generado por la emisin de
voluminosos depsitos de flujos piroclsticos, resultando una
estructura circular tipo caldera (Noble, 1979; Dvila, 1981;
Peterson et al., 1983; Noble et al., 1989; Noble et al., 2002).
Posteriormente al colapso gravitacional, probablemente parte del
resto de magma de la cmara fue emitido sbitamentedepositando un
nuevo flujo piroclstico de cenizas, con cristales muy finos. La
depresin formada fue rellenada por sedimentos volcanoclsticos,
caractersticos de las facies intracaldera. Estos depsitos han sido
agrupados conformando tres eventos eruptivos: 1) Consiste en
depsitos de flujos piroclsticos de pmez y cenizas, gris
blanquecinos, soldados; a la base y al tope de estos depsitos se
reconocen depsitos de oleadas piroclsticas, gris blanquecinas y
gris verdosas. 2) Conformado por depsitos de flujos piroclsticos de
pmez y ceni