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