Informe final del convenio...

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Informe final del convenioPETROPERÚ - OR5TOM

febrero de 1995

Índice

INTRODUCCIÓN , ,.... 1

SÍNTESIS ESTRATIGRÁFICA DEL CRETÁCEO Y PALEóGENODE LA CUENCA ORIENTAL DEL PERÚ

Capítulo 1 - 'Presentación 3Capítulo Ir - Síntesis de los trabajos anteriores 6Capítulo Irl - Discusiones estratigráficas 20Capítulo rv - Síntesis estratigráfica y conclusiones 43Referencias bibliográficas . 50

SUBSIDENCIA TECTÓNICA DURANTE EL TERCIARIOEN LA.CUENCA MARAÑÓN .

1. Introducción , , ,.................................................................................... 572. Alcances estratigráficos 573. Subsidencia tectónica 604. Geodinámica de la cuenca ,................................................................................................................ 675. Conclusiones 70Referencias bibliográficas 71

INFORME'PRELIMINAR SOBRE EL ESTIJDIO DE LA SEDIMENTACIÓNNEÓGENA DEL NORORIENTE DEL PERÚ EN BASE AL ANÁLISIS DELOS POZOS·TANGARANA 18-4X, JÍBARO 1, VALENCIA 25~CHAPULÍ 20-IX, MARAÑÓN lO-IX, CUÍNIco NORTE 6-46~

MAHUACA 3~.TAPICHE 36-2.X, LA FRONTERA 46-3X

Advertencia 73Estratigrafía 73La organización secuencial .oO................................................. 76Ensayo de interpretación geodinámica 77Conclusiones 80

ANÁIlSIS GEOMÉTRICO DE DOS SECCIONES ESTRUCTURALESREGIONALES· EN EL NORORIENTE PERUANO (CUENCASMARAÑÓN, SANTIAGO, HUALIAGA)

l., Introducción 81TI. -Sección regional Marañón 841Il. Sección regional Marañón - Huallaga .. 85rv. Sistema petrolífero 86V. Recomendaciones 86

INTRODUCCIÓN

En 1993 PETROPERÚ y el Institut Francais de Recherche Scientifique paur le Déoeloppement en Coopération (ORSTOM) emprendieron una colaboración para el estudio estratigráfico y estructural de la vertiente oriental de los Andes peruanos a partir de los documentos disponibles en PETROPERÚ. No teniendo el ORSTOM una representación permanente en el Perú, la participación de sus especialistas se realizó bajo forma de viajesperiódicos de trabajo, de corta duración.

Los temas escogidos en la fase del estudio que concluyó a fines de diciembre de 1994fueron:

• síntesis de la estratigrafía del Cretáceo y del Paleógeno de la Cuenca. Oriental del Perú;• análisis lito-estratigráfico de la pila sedimentaria neógena de la cuenca de antepaís,• análisis geométrico de la zona subandina y de la cuenca de antepaís.

Dados la amplitud de los temas y la gran cantidad de documentos disponibles,PETROPERÚ y el ORSTOM decidieron, en esta primera etapa de 18 meses de colaboración, concentrar sus esfuerzos en la parte norte de la zona subandina y de la cuenca deantepaís del Perú. . . .

Amediados de .1993 se entreg6 ya un primer informe sobre la sedimentación neógenadel nororiente del Perú: « Informe preliminar sobre e estudio de la sedimentación neógena del Nororiente del Perú en base al análisis de los pozos Tangarana 18-4X, Jíbaro 1,Valencia 25X, Chapulí 20-1X, Marañón 10-lX, Cuínico Narte 6-46X, Mahuaca 3X, Tapiche36-2X,La Frontera 46-3 ». Dicho informe ha sido incluido en el presente documento aunque no hay nuevos datos estratigráficos sobre el Neógeno. En un informe posterior setratará de relacionar la sedimentación neógena con la evolución tectónica de la cuencade antepaís, pero para ello es necesario disponer de la tesis de Willy Gil que, al momento.en que escribo estas líneas, todavía no he recibido.

El presente informe está constituido de cuatro partes:

1. Síntesis estratigráfica del Cretáceo y Paleógeno de la. cuenca oriental del Perú porEtienne [aillard, en colaboración con los ingenieros Perey Alvarez, Rolando Bolaños,Joaquín. Garrido, Miguel León, Osear Miró Quesada, Medardo Paz y Ada Tarazana.

2. Subsidencia tectónica durante el Terciario en la cuenca Marañón por Carlos Contreras.

3 - Informe preliminar sobre el estudio de la sedimentación neógena del nororientedel Perú en base al análisis de los pozos Tangarana 18-4X,Jíbaro 1, Valencia 25X, Chapulí 20-1X, Marañón lO-1X, Cuínico Norte 6-46X,Mahuaca 3X, Tapiche 36-2X, La Frontera 46-3X por René Marocco con la colaboración de Medardo Paz, Percy Alvarez,Rolando Bolaños y Ada Tarazona.

4 - Análisis geométrico de dos secciones estructurales regionales en el nororiente peruano (Cuencas Marañón, Santiago y Huallaga) por Patrice Baby en colaboración conWilly Gil Yel ingeniero Medardo Paz.

Además de los trabajos de investigación realizados conjuntamente por los profesionales de PETROPERÚ y del ORSTOM, se llevó a cabo un programa de cursos teóricos decapacitación dictados en los locales de PETROPERÚ:

1 curso sobre el Eustatismo (Etienne [aillard)1 curso sobre la Subsidencia (Etienne [aillard),1 curso sobre las plataformas carbonatadas y las plataformas silico-clásticas (EtienneIaillard) ,1 curso sobre la sedimentación fluvíátil (René Marocco),1 curso sobre la elaboración de los cortes balanceados (Patrice Baby)

En el marco del trabajo previsto en el programa técnico-científico del convenio, elORSTOM proporcionó dos becas de 1200 US$ cada una a dos alumnos que realizaron sustesis de grado sobre temas relacionados con el convenio:

• Carlos Contreras (Universidad Nacional Mayor de San Marcos de Lima) realizó sutesis sobre el tema dela subsidencia de la cuenca de antepaís durante el Cretáceo y elTerciario (dirección: Etienne jaillard y Medardo Paz);

• Willy Gil (Universidad San Antonio Abad del Cuzco) estudió la evolución tectónicade la cuenca Marañón durante el Neógeno (dirección: Patrice Baby y Medardo Paz).

Finalmente, a nombre de mis colegas Etienne [aillard y Patrice Baby y también ennombre del ORSTOM, quisiera agradecer a la empresa PETROPERÚ por la calidad de lacolaboración que permitió, en solo 18 meses, obtener logros científicos importantes parala comprensión de la geodinámica de la vertiente oriental de los Andes del Norte delPerú. Mis agradecimientos también a todos los ingenieros quienes, de una u otra maneracontribuyeron a la buena realización de los trabajos: Percy Alvarez; Rolando Bolaños,Joaquín Garrido, Miguel León, Ada Tarazona. También agradezco a los ingenieros Germán Salas, Medardo Paz y Osear Miró Quesada tanto por sus cualidades científicascuanto por la ayuda que constantemente aportaron al proyecto como titulares de cargosde responsabilidad en PETROPERÚ.

Fozíeres, 22 de enero de 1995René Marocco

responsable de la Unidad de Investigación« Historia y estructura de la litósfera »

delORSTOM

SÍNTESIS ESTRATIGRÁFICA DEL CRET~CEO yPALEÓGENO DE LA CUENCAORIENTAL DEL PERÚ

Etienne JaiJIardcon la colaboración de

Percy Álvarez, Rolando Bolaños,Joaquín Gerrkio, Miguel León,

Osear Miró Quesada,Medardo Paz y Ada Tarazana

Capítulo 1 - Presentación

L MARCO DEL CO~l'El'I~O ORSfOM-PETROPERÚ

1. Marco institucionalEl correspondiente convenio de cooperación

técnica fue firmado en agosto de 1992 por elDirector General del ORSTOM, Dr. Gérard Winter,yel Gerente General de PETROPERÚ, Ing. AntonioDuthurburu. Este convenio, renovable porperíodos de un año, tenía una duración inicial de18 meses.

2. Actividades previstasEl ORSTOM se comprometió a designar geólo

gos que participen en el proyecto bajo la forma deestadías de 10 a 20 días, 2 ó 3 veces al año. Se tratóde dos sedimentólagos especializados en los depósitos y la geodinárnica de las cuencas andinas, yde un tectonísta, especializado en el análisis estructural geométrico de las cuencas subandinas.Ellos fueron respectivamente: el Dr. René Maroccoespecializado en el Neógeno andino, el Dr.Etienne Iaillard, especializado en el Cretáceo y Paleógeno de los Andes, y el Dr. Patrice Baby, especializado en cortes balanceados.

Además, estos especialistas dietaron cursos oconferencias sobre temas de su especialidad y deinterés para los profesionales de PETROPERÚ loque venían haciendo ya desde agosto de 1991,' demanera informal.

Finalmente, los coordinadores y participantesdel convenio decidieron contratar a estudiantesperuanos para llevar a cabo estudios en el marcodel proyecto. Ellos obtuvieron una beca de partedel ORSTOM y trabajaron en los locales dePETROPERÚ bajo la dirección conjunta de profesionales de esa institución y geólogos delORSTüM para, al término de su trabajo, defenderuna tesis de ingeniería;

Se trató de Carlos Contreras (Universidad

Nacional Mayor San Marcos, Lima) que estudió lasubsidencia de la cuenca oriental durante el Cretáceo y el Terciario, bajo la dirección de E. jaillard,R. Marocco y M. Paz, y de Willy Gil (UniversidadSan Antonio Abad, Cuzco) que reconstruyó unasección estructural E-O en la parte Norte de lacuenca, bajo la dirección de P. Baby y M. Paz.

3. Objetivos y ubicación

3.1. ObjetivosEl convenio tiene como objetivos la reinterpre

tación estratigráfica, sedirnentológica y tectónicade la cuenca oriental peruana. Estos trabajos resultarán en una síntesis geológica actualizada, quepermitiría a PETROPERÚ determinar nuevas áreasmétodos y objetivos de prospección petrolera. '

En una primera etapa, dichos estudios desembocarán sobre una síntesis estratigráfica, sedímentológica y paleogeográfica de la cuenca oriental,que-permitirá la reconstrucción de su historia geodinámica.

En una segunda etapa, los estudios estructurales llevarán a proponer un modelo de evolucióngeométrica y cinemática del frente andino.

3.2. UbicaciónEl área estudiada cubre la parte norte de la

cuenca oriental peruana. y concierne .las cuencasSantiago, Marañón, Huallaga y Ucayalí. Sin embargo, queda entendido que se efectuarán comparaciones y correlaciones con regiones vecinas, conel fln de definir las secuencias, precisar el ambiente sedimentario y la edad de los estratos y delos eventos tectónicos, e integrar la evolución de lacuenca oriental a un marco regional.

rr, PRESENTAOÓN DE ESTE INFORME

1. Presentación de la memoriaEl estudio a cargo de Etienne jaillard consiste

3

en la síntesis y reinrerpretación de la estratigrafía,sedírnéntología, evolución paleogeográfica y tectónica de la cuenca oriental durante el Cretáceo y elPaleógeno, La presente memoria constituye la primera parte de este trabajo, es decir la síntesis estratigráfica de las series cretácicas y paleógenas delOriente peruano.

Este trabajo comprende dos partes. La primerasintetiza el estado de! conocimiento de la estratigrafía de la cuenca oriental, y presenta los principales datos que serán utilizados en los capítulossubsiguientes. La segunda parte consiste en la discusión de algunos problemas estratigráficos planteados por la serie de la cuenca oriental y concluyecon la propuesta de un nuevo marco estratigráfico.

2. Origen de los datosEl presente estudio está basado en tres tipos de

datos diferentes.

a) Estudios bio-estratigráficos de la cuenca orientalLos resultados de los trabajos bio-estratigráfícos

anteriores constituyen la base de la discusión presentada, siendo la paleontología la base de cualquier análisis estratigráfico.

Los antiguos trabajos consisten generalmenteen secciones de campo levantadas y muestreadaspara la macropaleontología, y se encuentran publicados en revistas especializadas (en su mayoría enel Boletín de la Sociedad Geológica del Perú).

Los estudios recientes son por lo general estudios rnícropaleontológícos de muestras de pozo ode' secciones de campo y fueron proporcionadospor los archivos de PETROPERÚ (informes internos inéditos). los datos de pozos proporcionadospor esa entidad e incluidos en el. presente estudioson (figura 1):• Cuenca Marañón: Jíbaro IX, Chapulí. IX, Chambira 123X, Yanayacu 27X, Cuinico Norte, Tangarana. 4X y Valencia (Valencia 41D para la rnicropaleontología, Valencia 25X para el registro de pozo);• Cuenca.Santiago: Dominguza 1;• Cuenca Ucayalí: Aguaytia 3X, Huaya 3X, LaFrontera 3X y (más al Sur) Oxapampa 7-L

Además, se utilizaron los datos bioestratigráficos de los siguientes pozos y secciones:• Marañón: Nanay 26x, Ungumayo IX, Mahuaca3X y el registro del pozo Marañón 110-1;• Santiago: Pongo de Manseríche;• Huallaga: Pongo de Tiraco;• Ucayalí: río Cushabatay,Madre de Dios: Pongo de Mainique, río altoInambari,

b) Trabajos bio-estratigrdficos publicados sobreregiones vecinas

Desde hace 25 años, y más específicamente enlos últimos 12 años, los geólogos del ORSTOM

concentraron su trabajo de campo en las seriescretácicas y terciarias de los Andes del Perú, deBolivia y del Ecuador. Además, desde hace pocotiempo, están estudiando la evolución sedimentaria y tectónica del Oriente del Ecuador y de Bolivia. Por lo tanto, han alcanzado un buen conocimiento de la bibliografía, los afloramientos, la evolución sedimentaria y el marco geodinámico delmargen andino.

Los datos publicados sobre estas regiones sonelementos importantes de comparación y correlación, para precisar o afinar las atribuciones estratigráficas, las interpretaciones sedirnentológicas y elanálisis paleogeográfico y tectónico. Se deben tener en cuenta para entender la historia de lacuenca oriental en un marco más general.

3. Métodos de estudio

a) SintesisbíbliográficaTodo trabajo de síntesis tiene que tener en

cuenta los datos relevantes ya publicados sobre eltema. Estos fueron reunidos, ordenados, comparados; seleccionados y criticados, con el fin de precisar la crono-estratigrafía de la cuenca oriental.

b) Calibración de las biozonas paleontológicasLos trabajos estratigráficos llevados a cabo en

los Andes para el Cretáceo conciernen principalmente el estudio de los arnonítes, que siguensiendo la referencia en términos de estratigrafía delMesozoico. La. comparación de las escalas crono-estratigráficas con base en amonites, con las bíozonasmicropaleontológicas establecidas en e! Oriente,resultaría en la calibración de ambas. escalas.

Por esta razón, se ha iniciado una revisión delos arnonítes cretácícos conservados en las colecciones y museos de lima. Hasta ahora, el proyectoes financiado conjuntamente por el Instituto Francés de Estudios Andinos (IFEA), el ORSTOM y lasUniversidades de Grenoble (Francia) y Heidelberg.(Alemania). los paleontólogos involucrados son elDr. Luc Bulot (Universidad de Grenoble), especialista de los amonites del Cretáceo inferior, y elProfesor Peter Bengtson (Universidades de Uppsala yHeidelberg), especialista de los arnonites del Cretáceo superior. PETROPERÚ participó, facilitandoen préstamo los arnonites de la sección del Pongode Rentema.

e) Correlaciones secuencialesA pesar de que el análisis y las correlaciones

secuenciales pertenecen ya al campo de la sedímentología, esta herramienta. es fundamental paralas correlaciones estratigráficas, y permitió desdeya precisar claramente el marco estratigráfico general de las series andinas (véase, por ejemplo,jaiilard y Sempéré, 1989; Marocco et al., 1994).

COLOMBIA

-9-Tangarana 4X

~aJencia 25X-9-Nanay26X

-9-Corrientes IX·

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Puerto Maldonado~ \ .

Fig. 1 - Ubicación del área de estudio, de los pOZOS estudiados y de las principales localidades citadas en el texto

Además, la aparición del concepto de estratigrafía secuencial (Vail et al., 1977, 1987) puso demanifiesto que tanto la sedirnentología como lapaleontología están genéticamente controladas demanera dinámica por las variaciones eustáticas quedan lugar a eventos sedimentarios y biológicos síncronos a escala global (Haq et al., 1987). Por lotanto, no se puede llevar a cabo un análisis estratigráfico sin tener en cuenta la evolución sedimentaria, aunque se la aborde en sus grandes rasgos.

4. Marco geológicóEl área de estudio es parte del margen activo

andino, que experimenta la subducción de la placaoceánica paleo-pacífica, por lo men.0s desde el jurásico (Mégard, 1978; Jaillard et al., 1990). Durante'el Cretáceo, el margen comprende 4 zonas paleogeográficas. .

La zona costera, mal conocida, se individualizaa partir del Albiano, con el desarrollo deun patente arco magmátíco, Emerge probablemente enel Cretáceo superior-Paleógeno,

La cuenca Oeste peruana constituye la parte'distal del margen. Está caracrerizada por una subsidencia importante que permite el depósito depotentes series marinas bien datadas medianteamonites. Emergió en el Cretáceo superior (SurPerú) o en el Paleógeno.tNorte).

El umbral mediano (geanticlinal del Marañón delNorte, eje Puno-Cuzco del Sur del Perú) es una zonapositiva que separa las cuencas Oeste y Este peruanas. Lo constituye la cordillera oriental del Nortey centro, y el Sur del Altiplano del Sur de} Perú.

La cuenca Este peruana u Oriente, objeto delpresente estudio, se extiende hasta el Ecuador yBolivia, y hasta los escudos de Brasil y Guyana hacia el Este. Se caracteriza por una sedimentación

Capítulo II

Síntesis de los trabajos. anteriores

l. INTRODUCaÓN

La cuenca oriental del Perú ha sido exploradadesde principios de este siglo, por geólogos sobretodo alemanes y norteamericanos..La mayoría venía para la exploración petrolera; y se interesaronprincipalmente en la serie del Cretáceo y Terciarioinferior. Sin embargo, otros, como Bassler, vinieron por pura: afición. Posteriormente, el descubrimiento de campos: petrolíferos productivos incentivó el estudio más detallado de las series atravesadas por los pozos perforados "especiálmeritéénlas cuencas Marañón y Ucayali, y de las secciones

Fig. 2 . Mapa esquemático de ubicación de la cuencaoriental peruana y de las subcuencas

mixta, marina Y deltaica o continental y una subsidencia menor que en la cuenca Occidental. Las series .• se acuñan y traslapan hacia el Este con eltranscurso del tiempo. La sedimentación es mayormente' marina durante el Cretáceo, y se producendelgadas transgresiones marinas hasta el Miocenoinferior:' .

de campo de las cuencas Huallaga y Santiago. Esteperíodo de exploración geológica puede ser dividido en varias épocas caracterizadas por métodose instrumentos de investigación diferentes. La variedad de los fósiles estudiados, así como los numerosos cambios de facies y la inmensidad delcampo de estudio llevaron a nomenclaturas locales, asignaciones de edad imprecisas y correlaciones' dificiles y a veces contradictorias.

El objetivo de este trabajo es efectuar una síntesis bibliográfica de los datos existentes sobre laserie del Cretáceo y Paleógeno, criticar las atribuciones estratigráficas conocidas en función delrango de las diversas familias de fósiles, proponernuevas correlaciones bíoestratigráficas basadas en

. el análisis' secuencial y el conocimiento de regia- .nes vecinas (Andes y altiplano peruanos, Oriente:

ecuatoriano) y finalmente hacer recomendacionespara alcanzar un mejor conocimiento de laestratigrafía del Cretáceo y Paleógeno de la cuencaoriental peruana.

n. TRABAJOS ANTERIORES

1. Los años 1920-1950: la macropaleontologíaLos primeros trabajos publicados sobre la geo

logía mesozoica del Oriente peruano fueron estudios paleontológicos y estratigráficos basados en e!estudio de la macrofauna, principalmente; amonites para el Cretáceo y moluscos para el Tercíario(Singewald, 1927, 1928; Steínrnann, 1929, Morán yFyfe, 1933; Wasson y Sinclair, 1923) aunque también paleoflora (Berry, 1922). Esta época culminócon trabajos de referencia que describen los.fósilesencontrados, las secciones detalladas levantadas,definen una nomenclatura estratigráfica de la seriecretácica oriental y establecen listados de los fósiles encontrados en cada unidad sedimentaria reconocida (Kummel, 1946, 1948; Heim, 1947; Rüegg,1947; Rivera, 1949; Williams, 1949; Rosenzweig,1953; Ducloz y Rivera, 1956; Rivera; 1956; Zegarra,1964; Willard, 1966). El mismo tipo de evoluciónllevó a extensas síntesis paleontológicas y estratigráficas en la cuenca oriental de Ecuador(Tschopp, 1948, 1953), en los' Andes' peruanos(Newell, 1949; Benavides , 1956a, 1956b, 1962;Wilson, 1963) y en el resto del Perú (Iddings yOlsson, 1928; Lisson, 1942; Lisson y Boit, 1942;Olsson; 1944; Myers, 1975, 1980).

2. Los años 1950-1960:el inicio de la micropaleontologíaEn los años 1950 Y 1960, el inicio de los traba

jos de perforación en la selva peruana; así como e!estudio más avanzado de la estratigrafía de los Andes peruanos llevaron al desarrollo de la mícropaleontología.

2.1. Las carofitasLos primeros trabajos importantes fueron estu

dios de las carofitas (oogonios de algas de aguadulce), que constituyen un intrumento estratigráficoirremplazable en los depósitos en su mayoría continentales del Cretáceo superior y del Terciario(Peck y Reker, 1947; Newell, 1949; Rivera, 1961;Koch y Blissenbach, 1%2a, 1962b; Fyfe, 1962;Grambast et al., 1967). Tal instrumento fue luegodesarrollado en la cuenca oriental por los rnícropaleontólogos de PETROPERÚ (Gutiérrez, 1975, 1982)y en los Andes por paleontólogos franceses(Grambast et al., 1967; Grambast in Mégard; 1978).Sin embargo, la nomenclatura taxonómica de lascarofitas ha sido profundamente revisada en los últimos años, y revisiones -bioestratigráficas están encurso de publicación, en su mayoría basadas enafloramientos ubicados en los Andes (Mourier et al.,1988; Feist et al., 1989;Jaillard et al., 1993a, 1993b).

2.2. Losforaminiferos y radiolariosEl estudio de los forarniníferos y radiolarios en

los depósitos del Cretáceo y del Terciario inferiorde la cuenca oriental no arrojó resultados muy satisfactorios, ya que el ambiente de depósito fuesiempre marino somero, deltaico o continental, nopermitiendo el desarrollo de una microfauna pelágica variada. Sin embargo, cabe mencionar algunos trabajos rnicropaleontológicos que aportaronimportantes precisiones estratigráficas, como el deFaucher et al. (971) en la zona subandina ecuatoriana. En los sedimentos de! Cretáceo superior-Paleógeno en cambio, los forarniníferos bentónicoshan podido ser utilizados no tanto para dar unaedad absoluta a las formaciones, sino para caracterizar el ambiente y establecer una zonación bío-estratigráfica relativa (zonas de Ammobaculites,Tschopp, 1953; Gutiérrez, 1982, por ejemplo);

Como culminación de dicha época se puedenmencionar las síntesis publicadas por Rodríguez yChalco (975), o las presentadas por Pardo y Zúñiga(976) y Seminaro y Guizado (976) en el IDCongresoLatinoamericano de Geología en Caracas en 1973.

3. Los años 1970-1990: la micropaleontologíaadaptada a la geología petroleraEl inicio de la explotación petrolera intensiva

en la-cuenca oriental peruana incentivó los trabajos de micropaleontología moderna, con el estudiode los palinomorfos, los nanofósiles calcáreos y losdinoflagelados.

Dichos trabajos fueron llevados a cabo exclusivamente por compañías petroleras y empresasconsultoras, y la mayoría de los resultados no aparecen publicados en revistas especializadas__ Entreestos trabajos, podemos mencionar: Álvarez,1979;Robertson Research, 1981; Müller y Aliaga, 1981;Gutiérrez, 1982; Tarazana, 1985; Gamarra y Aliaga,1985; Robertson Research, 1990).

En la misma época, e! interés por la petrografíasedimentaria y la geometría -de los cuerpos sedimentarios controlada por los medios de depósito,llevó al desarrollo del instrumento sedimentológicaen los estudios geológicos del Oriente (So[O, 1979;Azálgara, 1983; Robertson Research, 1981, 1990;Vargas 1988; Salas, 1993). Este método perrniteprecisar o afinar las correlaciones bioestratigráficas _mediante el reconocimiento de las discontinuidades, el análisis secuencial y los modelos genéticosde la estratigrafía secuencial.

III. LOS PRINCIPALES MODELOSESTRATIGRÁFICOS- ANTERIORES

1. La.estratigrafía deKumme1 (l948)Kummel (948) sintetizó los resultados, de su

propio trabajo en la parte Norte de-la cuenca de Ucayali (zona de Contarnana) , y los de los' autores anteriores, y propuso una nomenclatura estratigráfica

Sin embargo, las determinaciones paleontológicas y las atribuciones crono-estratigráfícas tendránque ser revisadas. Por otro lado, la nomenclaturaha sido ligeramente modificada para respondermejor a la utilización geológica, y las interpretaciones sedímentológícas han sido considerablementemejoradas por la aparición de los modelos sedímenrológicos modernos y la multiplicación de losdaros de campo y de subsuelo.

2. la estratigrafía. de Koch YBlissenbach (1962)Koch y Blissenbach 0962a, 1962b) efectuaron

un trabajo paleontológico basado en carofitas en lazona de Pucallpa y Contarnana (cuenca Ucayali) yestablecieron un estratigrafía derallada. del Cretáceo superior-Terciario inferior (figura 5) que, a pesar de necesitar una revisión de las determinaciones -y atribuciones de la paleoflora, sigue siendouna referencia. .

Para Koch y Blissenbach (962), pobre las lutitas marinas de la Fm. Chonta yace en concordancia la Fm. Areniscas de Azúcar que comprendecuatro unidades sedimentarias (figura 5): (1) areniscas conglomerátícas litorales; (2) lutitas oscurasmarinas a salobres; (3) limolitas margosas rojascontinentales, más calcáreas en la base; y (4) areniscas conglomeráticas. La microflora encontradafue atribuida al Cretáceo superior. Las 4 unidadesdefinidas se correlacionan respectivamente con lasformaciones Vivián, Cachiyacu, Huchpayacu yCasa Blanca de Kummel (948).

. La Formación Sol sobreyacente.cornprende a suvez tres unidades (figura 5): (1) limolitas margosasrojas continentales con carofitas asignadas al Cretáceo terminal; (2) lutitas rojas duras con concreciones, sin carofitas; y (3) margas' y limo litas rojasque pasan' hada 'eltope a calizas margosas lacustres, con carofitas atribuidas al Terciario. Koch yBlissenbach (962) correlacionaron la Fm. Sol con

la Fm. Yahuarango de Kummel (948).El Grupo Contamana fue dividido en 3 unidades

(figura 5): (1) La Formación Contamana 1 consisteencapas rojas finas, separadas por un horizonte dearcilla dura, erosionada por un nivel constante deareniscas. (2) La Formación Contamana II es undelgado nivel marino margoso con lurnaquelas deostreas, ostrácodos y gasterópodos, correlacionadocon la Formación Chambira (Kummel, 1948) y laFormación Pozo, considerada entonces como delOligoceno (Williams, 1949). (3) La Formación Contamana III consiste en capas rojas fluviátiles que sediferencian de las de la Contamana 1 por ser másgruesas y tener estratos más espesos.

A pesar de atribuciones crono-estratigráficasahora obsoletas, la biozonación de carofítas definida sigue siendo .~tilizada, y este trabajo constituye.une modelo de precisión estratigráfica.

3. El establecimiento de bíozonas.micropaleontológicas: de Seminario yGuizado (1976) aMül1er y Aliaga (1981)Las síntesis bio-estragráficas de Seminario y

Guizado (976), Robertson Research (981), Müllery Aliaga (981) y Gutiérrez'(982) retoman la no-'menclatura de Kurnrnel. (948), elevando a.la Formación .Oriente al rango de Grupo, y a los miembros constituyentes- al rango de formación (figuras 3 y 6). Seminario y Guizado (976), basándoseen los trabajos pioneros de Elsik: 0964, 1966),Brenner (1968) y Lammons (968) no precisaronlas atribuciones estratigráficas anteriores, pero propusieron' una primera zonación bio-estratigráfica

. para los depósitos del Terciario.La biozonación palinológica preliminar de

Seminario y Guizado (1976) para el Terciario fuecompletada y precisada por Robertson Research(981), a través del estudio de la sección delPongo de Manseriche y de los pozos de-Belén;

sin fósiles

TERCIARIO,INFERIOR

CRETÁCEO

~UPERIOR

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Fig.5 - Esquema estratigráfico y sedimentario de las-« Capas rojas _delCletáceocsuperior yTerciario inferior enla zona de Contamana, según Koc.hy Blissenbach(1962)

Corrientes, Ungumayo, Yánez, Yarina y Santa Lucía de la cuenca Marañón, y Tiruntán de la cuencaUcayali.

MüUer y Aliaga (981) definieron una biozonación para el Cretáceo, basándose en el estudio de lassecciones del Pongo de Tiraco (límite de las cuencasHuallaga-Marañón), río Cushabatay (cuenca Ucayali),

Pongo de Manseriche (límite cuencas Santiago-Marañón), y de los pozos Huasaga, Valencia, Nahuapa yPuruime de la cuenca Marañón (figura 6),

Dichos estudios permitieron a Gutiérrez (982)calibrar la zonación de carofitas y foramíníferos establecida con base en el estudio de numerosos pozosy secciones en toda la cuenca oriental (Gutiérrez,

RobertsonResearch, 1981

Seminario y• Guizado, 1976

Müller y Aliaga, 1981Gutiérrez, 1982

ostrácodos

Tectocharaucayalensisprincipalis

Pozo

Chambira

Cachiyacu?

hHexaporotricolpites emilianovi

C

Magnastriat. howardi f-------------lChambira Tectocharaparva

Tectoch. ucayaJensis

Sol

Pebas

Pozo Verrucatosporites usmensisMonoporites annulatusNitellopsis'supraplana

Yahuarango Sphaerochara spp.

:Qªsª!Slanc;a«j'0r"¡:j;"~óperct;¡a.fUá¡

F. gildemeisteri.Huchpayacu Rhabdoch. rolli

ostrácodos

Chonta

Cachiyacu

T. ucayalensis f---";"";";;;";;";;;~:":":":=":':":"":"'=::';";';;"¡

Chambira

HuchpayacuSphaerocharabrewsterensis

Eoceno

Mioceno

Oligoceno

Aptiano

Albiano

Turoniano

Paleoceno

Santoniano

Coniaciano

Neocorniano

Júrasico supo

Cenomaniano

I Maastrichtiano ~~~~~~'?7]

Campaniano

Fig. 6 - Nomenc1aturas,estratigrañay bíozonacíones de la serie del Cretáceo- Terciario del Oriente peruano,por Seminario y Guizado (1976),Robertson Research (1981)y Müllery Aliaga (1981) con Gutiérrez (1982)

1975). Los datos expuestos a continuación provienen de dichos trabajos.

3.1. Formación CusbabatayLa.mmons (968) determinó helechos del Jurá

sico en la Formación Sarayaquíllo, y palinomorfosdel Albiano en la Formación Cushabatay (Pongode Tiraco), siendo probable una edad neocomianapara su parte inferior (Seminario y Guizado, 1976).

En la Formación Cushabatay de la parte occidental de la cuenca Marañón, Mül1ery Aliaga (981)identificaron dos biozonas. La biozona inferior deDicbeiropollis etruscus, con Cayumipollenitespalidus, Zonalapollenites y un predominio deClassopolis spp. caracteriza al tercio inferior de laformación (Gamarra y Aliaga, 1985; Tarazona, 1985).Data del Berriasiano según Müller (981) y Gamarray Aliaga (985), del Neocomiano según Aliaga(981), y del Valanginiano inferior a medio segúnTarazona (985). Indica un clima semi-árido y unmedio de pantanos (Tarazona, 1985).

La biozona superior de Pentapsis ualdioiae, caracterizada por la ocurrencia de P. oaldioiae,Peromonolites perorettculatus, Reticulatasporitesjardinus, Zcmalapollenites dampieri y la escasezde Classopolis spp., se encuentra en el tope de laFormación Cushabatay y en la base de la Formación Esperanza (Gamarra' y Aliaga, 1985). Data. delAptiano terminal y Albiano basal (Müller, 1981;Gamarra y Aliaga, 1985) e indica un clima cálido yhúmedo (Tarazona, 1985). Por lo tanto, Müller(981) supuso la existencia de un hiato sedimentario importante entre estas.dosbiozonas(figura 6).

3.2. Formación Esperanza (o Raya)Brenner 0968} y Lammons.Clyéé) determina

ron palinomorfos del Albiano-Turoniano en la.Formación Esperanza de los ríos Cushabatay, Huallaga, en la zona de Tarapoto y en el Pongo de Tiraco. Sin embargo, el gran número de especiesnuevas no permitió precisar la edad.

Posteriormente, Robertson Research (981) determinaron una edad correspondiente al Albianoinferior a medio para la misma formación, con baseen palinomorfos (zona de Reyreapolymorpbus asociado con Perotriletespannuceus, Reticulatasporitesjardinus y pequeños Ctassopoltis spp.) - fig. 6.

Además de la zona de P. ualdiuiae del Albianobasal que caracteriza, a la base de la FormaciónEsperanza, Müller y Aliaga (981) definieron doszonas palinológicas para la Formación Esperanza(río Cushabatay, Pongo de Tiraco).

La zona inferior, de • Pseudosofrepites»(Pentapsis) con abundantes Reticulatasporitesjardinus y Classcpolis spp.,caracteriza a la partemedia de la formación y indica el Albiano inferior.

La zona superior de Elaterosporites protensusasociado con E: klaszi, E. uerrucatus, Pentapsis

oaldioiae y Reticulatasporttes jardinus, data del Albiano medio a superior (figura 6).

Además, Mül1er observa que estas tres biozonasson muy constantes e indica que la FormaciónEsperanza constituye un buen nivel-guía cronoestratigráfico.

3.3. Formación Agua CalienteBrenner (968) y Larnmons (968) determina

ron palínornorfos del Albiano-Turoniano en laAgua Caliente, lo que no fue precisado por el estudio Robertson Research (981) ya que la Formación Agua Caliente s.s. no aflora en el Pongo deManseriche.

En cambio, Müller y Aliaga. (981), con base enlas ostras determinadas por Williams (949) y enun estudio detallado de los palínornorfos, determinaron una edad Cenomaniano para la mayor partede la formación, correspondiendo el tope al Turoniano inferior. Definen tres biozonas (figura 6).

En la parte inferior de la formación, la zona deElaterosporites klaszi (con abundantes Epbedritesaff brasiliensis) caracterizaría al Albiano superior yal Cenomaníano inferior.

La zona de. Elaterocolpites castelaini, ya definida por Robertson Research (981), data la' partemediana de la formación del Cenomaniano inferiora medio.

Las zonas de Blateropticites: africaensis(asociado con Elaterosporites. klaszi. Epbedrepites yTricolpites) indicarían el Cenomaniano medio-basedel Cenomaniano superior para la parte media asuperior de la Formación-Agua Caliente; La zonade Triorites africaensis. (con Galeacornea;Biateroplicttes africaenesis; Gnetaceaepollenites:diuersus), encontrada. localmente en la parteinferior de la formación (Pongo de Manseriche, ríoCushabatay), indica el Cenomaniano superior.

Finalmente, la zona de' Gnetaceaepollenítescrassipoli (con G. similis, G. diuersus yGaleacornea sp.), que caracteriza al tope. de laFormación Agua Caliente de la. cuenca Marañón ya la base de' la Formación Chonta del Pongo deManseriche, indica una edad Turoniano inferior yprobablemente Cenomaniano terminal.

3.4. Formación CbontaEn la Formación Chonta, Seminario y Guizado

(1976) mencionaron. foraminíferos bentónicos delCretáceo superiory foraminíferos planctónícos del.Coniaciano-Santoniano, estando probablementepresente el Cenomaniano en el Pongo de Rentema(Haller, 1973, inédito).

Robertson Research (1981) determinaron tres zonas palinológicas en la Formación Chonta (figura 6)..

La zona de Ela tero colpites castelaini,Elateroplicites africaensis y Sofrepites legouxaedata la parte inferior de la Formación Chonta del

Albiano superíor-Cenornaníano inferior en elPongo de Manseriche.

La zona de Triorites africaensis del Cenornaniano superior-Turoniano caracteriza a la partemedia de la formación en el Pongo de Manserichey la cuenca Marañón.

Finalmente, la zona de Hexaporotricolpitesemilianooi de la parte superior de la FormaciónChonta (Pongo de Manseriche y cuenca Marañón),caracterizaría el Coniaciano-Santoniano (RobertsonResearch, 1981).

Müller y Aliaga (981), con base en un análisisde los amonites, foraminíferos y palinomorfos, dataron a la Formación Chonta del intervalo Turoniano inferior-Santoniano. Además de la zona deG. crassipoli (Cenornaniano terminal-Turonianoinferior) de la base de la formación en el Pongo deManseriche, identificaron 4 biozonas palinológicas(figura 6).

La zona de Bpbedrepites con estrías finas seencuentra en la base de la formación, y caracterizaal Turoniano.

La zona de Tricolpites y Tricolporites data laparte inferior de la Formación Chonta del Turoniano a Coniaciano (?) - Pongo de Tiraco y ríoCushabatay,

La zona de Tricolporopotlenites S 152 (conabundantes Tricolpites y Tricolporites) caracteriza ala.parte mediana de la formación y representa probablemente el Coniaciano.

La zona de Zlitnsporites (caracterizada por laaparición de dicho género y la abundancia de losgéneros Tricolporites, Tricolpites y Monocolpites)corresponde al tope de la Formación Chonta e indica una edad santoníana.

Además, Müller anota que el contacto entre lasformaciones Agua Caliente y Chonta puede serdiacrónico y corresponder localmente a una laguna estratigráfica del Cenomaniano superior-Turoniano inferior (pozo Valencia 25-X).

Gutiérrez. (982) menciona la ocurrencia deTectocbara nustniscateensis en la parte superiorde la Formación Chonta de la cuenca Madre deDios, que atribuye al Santoniano. En las cuencasde Marañón, Huallaga y Ucayali, se reconoció unazona de Ammobaculites spp., asociada con otrosforaminíferos bentónicos y algunos planctónicos(Globotruncana sp., Globigerina sp.), ostrácodos yfósiles marinos, asignada al intervalo- Turoniano- .Santoniano. En las mismas áreas, en el tope de laFormación Chonta, Gutiérrez (982) identificó unazona de Bracbycytbera sp. con abundantesostrácodos y microgasterópodos, que yace sobre lazona de Ammobaculites. Le asignó la misma edadque a la zona anterior.

3.5. Pormacion ViviánEn la Formación Vivíán de la región de

Contamana, Elsik 0964, 1966) determinó una rica

asociación de esporas correspondientes en su mayoría a géneros nuevos. Por lo tanto, no aportaronmayor precisión crono-estratigráfica, Seminario yGuizado (976) piensan que abarca el Campaniano y parte del Maastrichtiano.

Dicha interpretación fue' confirmada por Robertson Research (981) que definió la zona deCrassitricolporitesbrasiliensis; marcada por la presencia de Buttinia andreeoi; Gabonisporis uigourouxi yFooeotriletes margaritae entre otros (figura 6).

Müller y Aliaga (981) definieron la zona deMonocolpopollenites SCI 39C, asociado conProteacidites tienabaensis y Zliuisporites, en la Formación Vivián y la parte inferior de la FormaciónCachiyacu (río Cushabatay, Pongo de Tiraco).Estos especímenes son indicadores del Senonianosuperior de Afríca occidental. Le asignaron unaedad comprendida entre el Santoniano inferior (?)y el Campaniano-Maastrichtiano inferior. Ademásseñalaron que la base de la Formación Vivián podría constituir una buena línea de tiempo.

Gutiérrez (982) la considera como zona estéril.

3.6. Formacum Cachiyacu

El contenido fosilifero de la Formación Cachiyacu (ostrácodos, gasterópodos, foraminíferosaglutinados) fue atribuido al Cretáceo terminal porSeminario y Guizado (976).

Müller y Aliaga (1981) confirmaron esta edadcon la determinación de una zona deGabonisporites sp. caracterizada por numerososMonocolpopollenites SCI 39C, e interpretada comode edad Maastríchtíano, que se encuentra tanto enla Formación Cachiyacu como en la FormaciónHuchpayacu sobreyacente (figura 6). Gutiérrez(982) identificó una zona de Ammobaculites "C",que corresponde a la Formación Cachiyacu.

3.7. Formación HucbpayacuLa Formación Huchpayacu, rica en carofítas, fue

atribuida al Terciario inferior por Seminario y Guizado 0976, zona de Spbaerocbara breuisterensis),que anotan que dicha zona podria corresponderlocalmente a la transición Cretáceo superiorTerciario.

Robertson Research (981) distinguen una zonainferior de Rbabdocbara rolli del Paleoceno infe

. rior y una zona superior de Porocbara gildemetsteri(ahora conocido como Feistiella gildemeisterñ delPaleoceno superior.

En cambio, Müller y Aliaga (981), al encontrarGabonisporites uigourouxi en la FormaciónHuchpayacu del Pongo de Tiraco (zona deGabonisporites sp.), concluyeron en una edad delMaastrichtiano inferior (figura 6).

Dicha interpretación fue adoptada por Gutiérrez (1982), quien asignó una edad maastrichtiana

a las zonas de Rbabdocbara rolli y Porocbaragildemeisteri (ahora conocida como Feistiellagildemeisterñ que caracterizan a la FormaciónHuchpayacu.

3.8. Formación Casa BlancaSeminario y Guizado (1976) mencionaron palí

nornorfos con. características especiales que requerían estudios detallados; pero piensan que corresponden al Terciario.

Robertson Research (981) definieron una zonade Proxapertites operculatus que cubre a la Formación Casa Blanca, y le asignó indistintamente' unaedad del Paleoceno-Eoceno.

Mül1er y Aliaga (981) encontraron en cambiouna rica asociación de pólenes y esporas en laFormacón Casa Blanca (no Cushabatay), entre los.cuales Buttinia: andreetn, .. Fooeotriletes margaritae,Tricornites elongatus y Aquilapollenites. senegalensisindicarían una edad Maastríchtiano superior(Jardiné y Magloire, 1964; Regali et al., 1974) - figura 6. La ausencia de carofítas no permitió a Gutiérrez (982) opinaralrespeeto.

3.9. Formación Yahuarango-.Seminario y Guizado (976) propusieron el

nombre de Formación Pozo para' esta unidad y leasignaron una edad Terciaria (¿Oligoceno?,Williams, 1949) con base en ostrácodos y foraminíferos bentónicos.

En la Formación Yahuarango, RobertsonResearch (981) identificaron" una zona deSpbaerocbara sp., con palinornorfos muy similares'a.los de su zona de, P. operculatus y le asignó unaedad Eoceno basal. ......_- .

.. En la Formación-Yáhuarango, Gutíérrez (982)definió una zona inferior' deSpbaerÓcbarasp. yuna zona superior de Tectocbara supraplana(ahora conocida como Nitellopsis suprapland), atribuidas al Paleoceno inferior y superior respectivamente (figura 6).

Cabe anotar que RobertsonResearch (981) de- - ..finieron además una zona de Nitellopsissupraplana(anteriormente Tectocbara suprapland) y una zonade Monoporites annulatus, que pertenecerían a laFormación Sol, ubicada entre la.Formación Yahuarango y la Formación Pozo, y que atribuye al Eoceno medio,

3.10. Formación PozoRobertson Research (1981) y Gutiérrez (982)

distinguieron una zona inferior de Ammobaculites"P" 00 que asegura que dicha formación es de origen marina a salobre), una zona mediana de ostracodos, y una zona superior de' Yerrucatosporites.usmensis, siendo esta última del Eoceno superior(figura 6). EStá asociada con algas. de agua dulcePediastrum sp. en los bordes de la cuenca.

3.11. Formación CbambiraEn la Formación Chambira , Seminario y Gui

zado (1976) definieron una zona inferior de ostrá- .codos y una zona .superior de Tectocbaraucayalensis, y asignan tentativamente la formaciónal Mioceno.. Robertson Research (981) identificaron una

zona inferior de Tectocbara ucayalensis, una zonamediana de Tectocbara parua y una zona superiorde Magnastriatites botuardi en la FormaciónChambira, siendo la última zona. de edadOligoceno-Mioceno inferior (figura 6).

Gutiérrez (1982) asignó una edad Mlocenoa.lazona de T. ucayalensis principalis de la parte inferior de la Formación Chambira.

3.12. Formación Pebas-La edad de la Formación Pebas, de origen

marino a salobre, ha sido ampliamente debatida.Seminario y Guizado (976) reconocieron una'zona de Pseudolacuna macroptera y concluyen enuna; edad del Mioceno superior - Plioceno (figura 6), a- pesar de la presencia de un polenconocido en el Mioceno de Colombia, .

Robertson Research (981) observaron la presencia de Rotatia.so. que indica un ambiente esporádicamenteniarino, y reconoció la zona de- P.macroptera.' Sobre esta yace la zona deCrassoretitriletes oanraadsboooeni; que, asociadocon Cicatricosisporites dorogensis, indica una edadMioceno inferior tardío a Mioceno medio temprano.

3.13. Las formaciones post-PebasLa base de la serie que sobreyace a la Forma-'

ción Pebas contiene carofitas identificadas con lazona de Tectocbara ucayalensis irregularis por·Robertson Research (981) que le asignan tentativamenreuna edad Mioceno superior..

IV; lA BIOZONAOÓN DE ROBERTSONRESEARCH (1990) .. ... ...

En un nuevo trabajo esencialmente palinológico, Robertson Research (990) completaron yprecisaron las zonaciones palinológicas de la seriecretádca y terciaria del Oriente'peruano. Reconocen las siguientes biozonas (figura 7).

1. NeocomianoEl Neocomiano ss; abarca el intervalo Berriasiano

Barremiano. Se· han encontrado dos zonas.

1.1. La zona de Dicheiropollis etruscusSiendo el rango conocido de D. etruscus

Títhoníano-Barremíano inferior, la zona no puedeser más reciente que el Barremíano inferior. El medio de depósito es continental, de agua dulce.

Müller y Aliaga (1981) Robertson Research (1990)

Plio-Pleistoceno Cyatheacidites annulatus

Mioceno T. ucayalensis principalis Crassoretitriletes vanraadshooveni

01; ocena Cicatricosisporites dorogensis

Maastrichtiano Gabonisporites

Eoceno

Paleoceno

OstrácodosAmmobaculites "P"

No supraplana (= T. supraplana)

S haerochara s

Striatrico/porites undula tus y Chenopod.

Foveotrícolpites perforatus y algas

Gabonisporis viqourouxii (¿z: de facies?)

Ariadnaesporites spinosus (zona guía)

Campaniano Monocolpopollenites SCI 39CCyclusphaera euribei

Auriculidites reticu/atus

Santoniano ZlivisporitesTricol ites microstriatusDroseridites senonicus

Coniaciano

Turoniano

Tricolporopol/enitesS 152

Tticolpites y Trico/poritesE hedre ites estrías finasG. aessipoü.

Psllebrevitrícolpites fidelii (zona guía)

Incapollis enricií

'Estéril

Gnetaceaepol/enites crassipoli (z. guía)

T. africaensisE. a fricaensts.E caste/aíni

Gnetaceaepol/enites diversus (zona guía)

E. klaszi

Dicheiropol/is etruscus

E/aterosporítes protensus

Aequitriradites spinulosus (mal datada)

Afropol/is opercu/atus (zona guía ?)

E. protensus I Stel/atopol/is barghoornii (zona guía)Albiano

Aptiano

HauterivianoValanginianoBerriasiano

Barremiano

Pseudosofrepites Eleterooonennes jardineit------'----------r----~---'"-------------I

)---------1 P. va/diviae +-P_e_n_ta--'--p_s_is_v_a_/d_'_V_ia_e --1

Exesi ol/enites tumu/us (mal datada)

Fig. 7 - Comparación de las biozonas palinológicas de Müller y Aliaga (1981)y Robertson Research (1990)paralaserie cretácica del Oriente

1.2. La zona de Aequitriradites spinulosusLa zona de A. spinulosus seria una verdadera

biozona, pero su edad (¿Barremiano superior?) esaproximada (figura 7).

En Chambira 123X, se determinaron pólenes delCretáceo inferior indiferenciado: Cicatricosisporitesaustraliensis; Classopolis sp., y un medio de. aguadulce.

2. AptianoEl Aptiano comprende dos biozonas.

2.1. La zona de Afropollis opercularusLa zona de A: operculatus constituye una

biozona crono-estratígráflca de edad Aptiano inferior(figura 7). La especie index está asociada conAfropollis zonatus, Calltatasporites trüobatus,Cicatricosisporites sp., Classopolis sp., Subtilispbaeraterrula y verrucosisporites sp, CYanayacu 27X,Aguaytía 3X). Su tope está definido por la desaparición de A. operculatus y C. trilobatus: El medio sedimentario determinado es continental (Yanayacu27X) a marino marginal. (Cashiboya 29X, Aguaytía3)(, abundantes mioesporas, escaso microplancton)..

2.2. La » zona» de Exesipollenites tumulusTestimonio del Aptiano superior seria local

mente la existencia de E. tumulus, encontrados en

un solo pozo. La zona se caracteriza por la presenciade Callialasporites trilobatus, Cicatricosisporites sp.,Classopolis sp. y verrucosisporites sp. (Yanayacu 27X). El medio sedimentario determinado escontinental.

3. AlbianoEl Albiano ha sido dividido en cuatro biozonas.

3.1. La zona de Pentapsis valdiviaeLa zona de P. ualdioiae corresponde al Albiano

inferior. Su tope está definido por la desaparicióndel fósil guía. Es también conocida en el Brasil(véase la zona homónima de Müller y Aliaga 1981,figuras 6 y 7). Contiene igualmente Cretacetporitespolygonalis..La' existencia; de numerosos mioesporas y escasos dinoflagelados indica un mediomarino marginal. Sin embargo, en Cashiboya 29X,.la parte inferior del intervalo es de' agua dulce,mientras que el tope es de medio marino marginal.En Yanayacu 27X, la ausencia de dinoflageladosindica un medio de agua dulce para el intervalo.

3.2. La zona de Elateropollenites jardineiLa zona de E. jardinei, también conocida en el

Brasil, representaría la parte. inferior del Albianomedio. Frecuentemente está ausente.

3.3. La zona de Stellatopollís barghoomiiLa zona de S. bargboornii constituye: una au

téntica zona biocronológica, que comprende numerosas especies indicadoras del Albiano medio.Su tope está definido por la desaparición deCbicbaouadinium boydii, Claoatricolpites- uarii»,Elaterocolpites pentarbetbus; Gemmatriletesclauatus, Regalipollenites. •. incai ., Reyreapolymorpha, Steeuesipotlenues dayanii, S.bargboornii; Striatricolpites reticulatus ySubultspbaeraperiuctda. En esta zona se encuentran también Alaticotpites limae, abundantesDeltoidospora spp., Retimonocolpites aff.peroreticulata, Steevesipo/lenites dayanii, abundantes Perotri/ertespannuceus, Reyreapo/ymorphay Striatricolpites striatus: El medio de depósito esmarino marginal por la presencia de escasos dinoflagelados, abundantes mioesporas y, localmente,microplancton.

3.4. La zona de Elaterosporites protensusLa zona de E. protensus caracteriza al Albiano su

perior y corresponde a una.verdadera biozona (véasela zona homónima definida por MüIler y Aliaga(1981) en la parte superior de la Formación' Esperanza, figura 7). El tope está definido por la desaparición de Ca//ialasporites dampieri; Elaterosporitesk/aszi, E.protensus y E. oerrucatus. Contiene tambiénAiaticolpites limai y Tetracolpites sp. SC1.399.Dinoflagelados (Dinopterygium cladoides,

Florenttnia cooksonia, Micbrystidium sp.) y microforaminíferos chitinosos·indican un medio marino marginal, excepto en Huaya 3X y Aguaytía 3X (aguadulce). En Oxapampa 7-1, se encontraron tambiénalgas de agua dulce, mezcladas con microfaunamarina.

4. CenomanianoTres biozonas han sido definidas en el Ceno

maniano.

4.1. La zona de Afropollis jardinusEl. tope de -la zona de Afropollis jardinus, del

Cenomaniano inferior, coincide con ladesaparición de dicha especie. Cuando está.presente; la ocurrencia .de escaso microplanctonevidencia un mediomarino marginal.

4.2. La zona de ElaterosporitespseudoklasziL nov. sp.

La zona de E. pseudokJaszi~ definida por la desaparición de' Elaterosporites. castelaini. y E.pseudoelaszii; representarla: al Cenomaniano medio..y/o la parreinferior.deLCenomaniano superior. Contiene también Alaticolpiteslimaey Hexaporotricolpitesprotoniei: La. presencia de escaso rnícroplancton- y .localmente de' rnícroforamíníferos chitinosos indica'un medio marino marginal, localmente muy marginal(La Frontera 3X), de agua dulce (Valencia 41D) o aun:continental (Yanayacu 27X), sugiriendo un ambientedeltaico (Cuinico Norte).

4.3. La zona de Gnetaceaepollenites diversusLa zona de G. dioersus, caracterizada por la '

presencia' de Classopolis major, C. brasiliensis,Crassulina sp., Gnetaceaepollenites clatbratus, G,dioersus y Triorites africaensis; data del'Cenomaniano . terminal Y puede ser consideradacomo una verdadera bíozona, por comparación conel África y el Brasil (véase la zona de T. africaensisde la Formación Agua Caliente definida por Müllery Aliag; 1981; figura 7). La' presencia de abundante'microplancton, la predominancia -demíoesporas yla existencia dé dinoflagelados (Florentina sp.,Palaeohystricbopbora infusorioides) indican unmedio marino interno a marginal. Sin embargo; en'Yanayacu 27X y Cuínico Norte; están asociados connumerosos helechos' de agua dulce.

5. Turoniano

5.1. La zona de Gnetaceaepollenites crassipolíLa zona de' G. crasstpoli corresponde al

Turoniano inferior (véase la' zona homónima deMüller y Aliaga, 1981). Su tope-está definido por ladesaparición de G. crassipoltv/o de Elateroplicuesafricaensis. Constituye una biozona cronológicaconfiable, calibrada por nanofósiles. En

Chapulí IX, están asociados con el nanofósilEprolitbus planus del Turoniano basal. La presencia de abundantes rnioesporas y de escasosdinoflagelados indica un medio sedimentariomarino marginal.

5.2. El Turoniano superiorEl Turoniano superior no ha sido reconocido

micropaleontológicarnente (Robertson Research,1990 - figura 7).

6. Coníacíano 'Dos zonas han sido atribuidas al Coniaciano.

6.1. La zona de Incapollts enricii nov. gen. nov. sp.La zona de 1.enricii corresponde al Coniaciano in

ferior, por contener localmente el polen Droseriditessenonicus (no más antiguo que el Coniaciano) ynanofósiles no más recientes que el Coniacianoinferior. El tope se define por la extinción de L enriciiy/o de Tetracolporopollenites pseudoreticulatus nov.sp. Contiene además Tricolpites giganteus.En CuinícoNorte, Jíbaro IXY Chapulí IX, están asociados con losnanofósiles Eiffeaithus.turriseijea~.Eprolitbussp: 7, E.flora lis, Litbastrinus sp. 9, L moratus,Prediscospbaera cretacea y Tranolitbuspbacelosus:Elmedio de depósito es marino marginal a marinointerno, por la.abundancia de mioesporas, microforaminíferos chitinosos y dinoflagelados (Aretoligerasp., Odoruochitina porifera, Oligospbaeridiumpulcberrium; Paleobystricbopbora infusorioides;Spiniferites sp., Subtilispbaera sp.),

6.2. La zona de Psilabrevitricolpites fidelii nov. sp.La zona de P. fidelii: parece ser una verdadera

zona del Coniaciano superior,' calibrada pornanofósiles. Está definida por la desaparícíórr de P.fidelii y/o de Tricolporopollenites S.152 (véase lazona deT. S.152 definida por Müller y Aliaga, 1981,figuras 6. Y 7). Se caracteriza por abundantesCretaceisporites. rnuelleri; C. polygonalis, así comoDroseridites senonicus, Hexaporotrtcolpitesemelianouii, pequeños .. Striatricolpites spp. yTricolporites sp. SO 14L En Chapulí IX,]ibaroIX yCuiníco Norte, están asedados con los nano'fósilesBroinsonia enormus, Eiffelithuseximius, Gartneragoobliquum, Micula stauropbora (= M.. decussatd),Petrobrasiella uenata, Prediscospbaera cretacea,Tranolitbus pbacelosus. Martbasterites furcatus sepresenta en la parte inferior del intervalo. Losdinoflagelados Aretoligera senoniense, .Florentiniasp., lsahelidinium acuminatum, Microdinium sp.,Oligospbaeridium complex, Paleobystricbopborainfusoriotdes; Spiniferites sp., y rnicroforarniníferoschitinosos indican un medio marino marginal anerítíco interno, hasta estuarino (Valencia 41D).

7. SantonianoEl Santoniano comprende dos biozonas.

7.1. La zona de Droserídítes senonicusLa zona de D. senonicus es considerada como

de edad Santoníano inferior (figura 7), ya que D.senonicus no es más reciente que el Santoniano enel Norte de América del Sur y el Norte y Oeste delAfrica. Está asociado con Cretaceisporites muelleri,C. polygonalis; Hexaporotricolpites emelianooü;Trtcolpites giganteus y Tricolporopoltenites sp.S.152. En Chapulí IX y Valencia 41D, están asociados con los nanofósiles calcáreos Bulerylitbus bayi,Calculites ova lis, Eiffelitbus eximius, Litbastrinusgrillii; Martbasterites furcatus, Micula stauropbora(= M. decussata), Prediscospbaera cretacea,Reinbardites autopborus, Stouerius crassus yTranolitbus minimus. Los dinoflageladosDinogymnium spp., D. ondulosum, Isabelidiniumacuminatum.. Odontocbitina costata, O.striatoperforata; Paleobystricbopbora infusorioides...y microforaminíferos chitinosos indican un mediomarino interno a.margínal.

7.2. La zona de Tricolpites rnicrostriarusLa zona superior de T. microstriatus, mal datada,

ha sido atribuida al Santoniano (¿superior?). El topeestá definido por la desaparición de Cretaceiporitesmuelleri, C. potygonatis, Bcbitricolpites cbirnui nov.sp., T. microstriatus y Tricbotomosulcites paruusnov. sp.

8. CampanianoEl Campaniano comprende dos biozonas.

8.1. La zona de Auriculidites reticulatusEl tope de la zona de A. reticulatus está definido

por la desaparición de Apiculatisporis marañonensisnov. sp., A; reticulatus y Regalipottenitesampboriformis, que son conocidos en estratos nomás recientes que el Campaniano inferior del Nortey Oeste del Africa y de América del Sur (figura 7).

Comprende además Auriculiidites sp., A. bourequi,Biberrupolis foteolatus; Crassitricolporites costatus,Hexaporotricolpitesemelianouii; Monocolpopollenitesspberoidites, Pediculisporis microgranulatus, P.reticularis, Perirretisyncolpites giganteus,Proxapertites facetus; Rugulatisporites caperatus,Tricolparopollenites sp. S.152 y Zlioisporis blauenis(Robertson Research 1990, Tarazona 1992). La abundancia de los dinoflagelados Hystncbodintumpulcbrurn, Paleobystricbopbora infusorioides yTricbodinium castaneum, así como demicroforaminíferos chitinosos indican localmente unmedio francamente marino, interno a marinomarginal, excepto en Cashiboya 29X que solocontiene paleoflora de agua dulce.

8.2. La zona de Cyclusphaera euribeiLa' zona de C. euribei correspondería, sin argu

mentos, al Campaniano superior. Los dinoflagelados

Dinogymnium undulosum, Geiselodtnium sp. ySenegalinium sp. indican un medio marino internoa marginal.

9. Maastrlchtiano inferiorEl Maastrichtiano inferior está representldo por

dos biozonas palinológicas que corresponden a lazona de Gabonisporites de Müller y Aliaga (1981)(figuras 6 y 7).

9.1. La zona de Ariadnaesporites spinosusLa zona de A. spinosus. está definida por la

extinción de A. spinosus; Bioerrupollis fooeolatusnov. gen. nov. sp., Buttinia andreeui; Ecbitriporitestrtanguiiformis, Fooeotriletes margaritae,Granulatisporites SO 80, Pediculisporis reticularis;Proteacidites sigati; Psilastepbanosporites brasiliensis;Rugulatisperites caperatus; Triporoletes blauensis yXenascus ceratioides (Chambíra 123X).En el Río altoInambari, están presentes además; Aquillapollenitesmagnus, Zlivisporites - spp. y Crassitricolporitesbrasüiensis. Constituye una. biozona cronoestratigráfica confiable, por ser similar a asociacionesdelMaastrichtiano inferior en el África y América delSurCfigura7). El medio sedímentariodeterminado esmarino marginal. por lo menos para. la parte- inferiordel intervalo, por la presencia de dinoflagelados entodos los pozos estudiados, excepto en CuinicoNorte y Cashiboya 29X. Localmente, la: presencia dehelechos· de agua dulce (Azolla sp.) y: microalgas(Pediastrum sp.) - sección del Río alto Inambari,Tarazona 1992 - o de-frutas y cáscaras de Azolabammata (Huaya 3X, Robertson: Research, 1990)indica-la proximidad de lagos,

En la parte inferior. de este intervalo del pozoHuaya 3::<, Robertson Research (1990) determina..ron las carofitas. Porocbara: sp., Saportanellariveraey cf.. Spbaerocbara sp., que considerancomo típicos de la Formación Huchpayacu.

9.2. La zona de Gabonísporís vigourouxiiLa zona de G. vigourouxifestá definida por la

desaparición: arriba de Azolla cretacea, G.oigourouxii. o Graminiidites SCI 290; Ha sidoatribuida al Maastrichtiano inferior; Sin embargo,siendo G. vigourouxiiy A. cretacea probablementehelechos de agua dulce, esta zona seria una zonade facies y no una biozona crono-estratigráfica, ypodría ser equivalente a parte de la zona deA.spinosus. En jíbaro IX, solo se encontró unhelecho de agua dulce (Azollá cretacedi y ligníta.

En la Formación Huchpayacu del pozo Aguaytía 3X, Robertson Research (1990) determinaron lascarofitas (de-la base al techo) Obtusocbara sp., escasas Porocbara gildemeisteri gildemeisteri yRbabdocbara rollt, raras Saportanella riveraeglobosa; y abundantes- P. gildemeisterigildemeisteri:

10.Maastrlchtiano superlor-PaleocenoEl intervalo Maastrichtiano superior-Paleoceno,

representado por capas rojas finas, no contiene palinomorfos preservados. Sin embargo, se encontraron carofitas.

En Yanayacu 27X, Robertson Research (1990)mencionan, de- abajo hacia arriba, escasasPorocbara gildemeisteri costata, una Spbaerocbarasp. rota, escasas P. gildemeisteri costata, escasasSpbaerocbara (?) spp., Porocbara sp. 2a, yPorocbara sp. la, que atribuye a las zonas de P.gttdemeistert costata y Spbaerocbara - cf.breusterensis de la Formación; Yahuarango inferior. En Chapulí Ix, en la misma formación, se en..contraron también escasas P. gildemeisteri costatay, más abajo, S. d. breuisterensis. En Aguaytía 3::<,los mismos autores determinaron en la formaciónYahuarango, escasas P: gildemeisteri costata, y másencima; abunda:ntes Tectocbara supraplana asociadas con algunas T. supraplana sulcata y escasasT. supraplanasupraplana.

11.Eoceno-_En el Eoceno fueron definidas dos biozonas de

edad Eoceno inferior y Eoceno medio-superior,respectivamente.

11.l..La zona de Foveotricolpites perforatusLa.zona de F perforatus es atribuida tentltiva-·

mente' al, Eoceno inferior. Sin embargo, F.perforatusscso ha sido reconocido en un pozo. Lazona se' caracteriza por abundantes algas azulverdes (Botryococcus spp., Celyphus spp.), y esmás probablemente una zona de facies que una lí-,nea de tiempo. Por ejemplo, en La-Frontera 3::<, lazona de Fiperforatus está representada por la:asociación Celypbus: sp., Cycbispbaera sp: 1,Maurititdttes- .-. fransiscoi, Spinizonocolpttesecbinatus y Spirosyncolpites spiralis; junto con numerosos dinoflagelados que indican un medio marino marginal. En Yanayacu27X, Chambira 123X yjibaroIx..solo se encontraron numerosas algas deagua dulce; mientras, que en Huaya 3X, Valencia41D, Cuinico Norte; Chapulí IX y Jibaro IX, lasmismas' están asociadas con algunos dínoflagelados, microplancton, o glauconíta, que indican unmedio marino marginal,

11.2. La zona de Striatricolporites undulatusEl tope de la,zona de S. undulatus se caracteriza

por la abunda:ncia de cbenopodiaceos, que reflejaun evento climático que puede. ser consideradocomo una línea: de tiempo. S. undulatus. estáasociado con pólenes abunda:ntes en el Eocenomedio a superior de Venezuela, Brasil- Y' Africa:Claoatriletes disparilis, Doualaidites laeoigatus: (=

Venezuelites globoannulatus), Foueotriporitesbammenii, Gemmastepbanocolporues breuicolpites,

Gemmatricolporites pilatus, Mauritiiditescrassiexinus, Psilatricolporites maculosus,Retitricolporites irregularis, R. gr. abakensis yStriatricotporites undulatus. En Cuinico Norte, semencionan también Spinozonocolpites ecbinatus yRetibrevitricolpites triangulatus posiblemente delEoceno superior. El medio de depósito determínado es de agua dulce en la cuenca Ucayali(Cashiboya 29X, Huaya 3X, La Frontera 3X) yChapulí IX, mientras que la.presencia de rnícroforarniníferos chitinosos, dinoflagelados y/o nanoplancton indica 'un medio marino marginal a salobre en la cuenca Marañón (Yanayacu 27X, Valen-cia41D, Cuinico Norte, Chambira 123X). .

l2.0ligocenoLa zona de Cicatricosisporites dorogensis no es

más reciente que el Oligoceno, por la presencia delfósil guía. Contiene además Mauritiidites.fransiscoiy jussitriporites undulatus (Charnbíra 123X),esporas de helechos: abundantes Laeuigatosporttesspp. asociados con Verrucatosporites sp. yAcrosticbum sp. (Valencia 410). El medio es deagua dulce.

13. Mioceno inferior a medioEn el pozo Chambira 123X, 1400' de sedimen

tos de esta edad fueron determinados por la presencia. de Crassoretitriletes uanraadsbooueni,asociado con Bombacidites bellus, Ecbiperiporitesakantbos, Ecbiporues estelae, Ecbitricolporitesmaristellae, Perfotricolpites digitatus,Perisyncolporites pokornyi, Psilatricolporitesoperculatus, Retitricolporites guianensis ySpirosyncolpites spiralis.. Indican un ambiente deagua. dulce que muy probablemente correspondea la FormaciónPebas. En Cuinico Norte; la presencia de acritarchos a 2800-2870' indicaría un mediomarino, si no están caídos.

14. Plioceno a.recienteEn el pozo Chambira 123X, llCX)l de sedimentos

pliocénicos a pleistocénicos, quizás· recientes, hansido datados por Cyatbeacidites annulatus,Fenestrites spinosus, Ecbitricolporites spinosus; E.meneilly conocidos en el' Mioceno medio-Pleistocenodel Brasil y del Caribe, Magnastriatites bouiardi;Multimarginites uanderbammeni, Psilamonoletes sp.,Verrucatosporites sp. y V. usmensis. El ambiente escontinental.

V. CONUUSIONF.S: LOS ALCANCESY PROBLEMAS ESTRATIGRÁFICOS

La presente síntesis pone de manifiesto los importantes progresos alcanzados en el. conocimiento estratigráfico de la serie cretácica y terciariade' la cuenca oriental peruana desde hace

aproximadamente veinte años. Tal avance se hadebido principalmente a los aportes de la micropaleontología aplicada durante la exploración y explotación petrolera, en esta región en donde losafloramientos son tan escasos. Sin embargo, a continuación presentamos varios problemas estratigráficos que aún se mantienen.

1. Los principales resultados estratigráficosEstos estudios estratigráficos aportaron varios

resultados de primera importancia.La datación del Neocomiano en la Formación

Cushabatay del. Pongo de Tiraco por parte deMüller (1981), Gamarra y Aliaga (1985) y Tarazona(1985), fue confirmada por Robertson Research(1990).

La zona' del Aptiano superior (RobertsonResearch, 1990) es importante' para datar. el fin dela sedimentación elástica neocorniana y el inicio dela sedimentación marina del Albiano.

La zona guía del Albíano medio (figura 67,zona de E. protensus de Müller y Aliaga, 1981;zona deS. bargboornii de Robertson Research,1990) constituye un importante nivel. de correlación con las regiones vecinas y representa muyprobablemente un máximo de transgresión.

El establecimiento- de una biozonación del Cenomaniano es un aporte importante, ya que permitirá. precisar la edad de la Formación Agua Caliente, cuyos límites son muy probablementediacrónicos (Müller y Aliaga, 1981) y podrían incluir períodos de erosión importante cuya naturaleza queda por estudiarse.

Los niveles guía del Cenomaniano superiorTuroniano inferior - zonas de T. africaensis y G.crassipoli de MüIler (981), y G. diuersus Y G.crassipoli de Robertson Research (1990) - corresponden a una transgresión- eustática mayor a escala mundial (Hancock y Kaufmann, 1979; Haq etal., 1987), Y estos depósitos transgresivos o demáximo de transgresión, bien conocidos en losdepósitos andinos (Iaillard y Arnaud-Vanneau,1993), son excelentes niveles de correlación:

La biozonación del intervalo Coníaciano-Campaniano .representa. un instrumento irremplazablepara determinar los procesos tectónicos y sedimentarios que resultaron de la fase peruana, y queson mal conocidos en los Andes debido al levantamiento tectónico. El descubrimiento de nivelesdatados del Campaniano inferior permitirá importantes correlaciones con las transgresiones marinasdatadas del Campaniano en Talara, Renterna y losaltiplanos peruanos y bolivianos.

El nivel guía del Maastrichtiano inferior - zonas de Gabonisporites de Müller y Aliaga (981), yde A. spinosus de Robertson Research (990) - esotro ejemplo de la correlación entre transgresionesmarinas mayores y diversificación/abundancia de

palinomorfos. Permite correlaciones muy confiables con eventos similares conocidos en los altiplanos de Bolivia y Perú y en el Oriente ecuatoriano.

Por fín, las zonas sucesivas de F. perforatus y S.undulatus del Eoceno demuestran la existencia dedos trangresiones marinas, probablemente de origen eustático, en la cuenca oriental, que podránconstituir buenos niveles de correlación a nivel dela cuenca.

2. Los principales problemas estratigráficos

2.1. NeocomianoLa zona. de D. etruscus ha sido atribuida al

Berriasiano, al Valanginiano o al Barremiano,según los autores. Esto plantea el problema de laedad de la base de la Formación Cushabatay, parala cual sepuede suponer ya sea que la base essíncrona en toda.la cuenca, o que descansa. en onlap sobre las rocas infrayacentes del borde de la.cuenca; En los Andes peruanos.. el:Grupo y la Formación Goyllarisquizga plantean un problema similar en cuanto asu contacto sobre el geanticlinaldel Marañón (Wilson, 1963; Mégard, 1978).

2.2. La transgresión del AlbianoLa transgresión marina mayor expresada por la

Formación Esperanza (Raya) ha sido datada, segúnlos lugares y/o los autores, del Aptiano superior,del A\biano inferior (Andes peruanos), o aun delAlbiano medio a superior (Ecuador), lo que podríarepresentar un diacronismo importante que es necesario de investigar. En los Andes peruanos, unasecuencia de transgresión arenosa parece' confundirse con el Grupo (o Formación) Goyllarisquizgaen los bordes de la cuenca, reflejando una posibledisposición en on-lap. que. podría también existiren la cuenca oriental.

2.3. La regresión del Albiano superiorCenomaniano inferior

La facies deltaica. de la Formación Agua Caliente traduce una regresión marina, por esenciadiacrónica, cuya edad y geometría es importantedeterminar. Además, el hiato estratigráfico observado localmente en el tope de la Formación reflejauna regresión probablemente asociada con erosión, cuya importancia (duración, áreas y espesores erosionados, etc.) es importante evaluar e interpretar en términos de eustatismo o tectónica.

2.4. La transgresión turonianaLa Caliza Chonta ha sido datada localmente del

Coniaciano (Robertson Research, 1990). Sin embargo, en los Andes peruanos y en el Oriente delEcuador, la últirnaplataforma carbonatada bien de-

sarrollada antes de la regresión asociada con la faseperuana, es datada precisamente del Turonianomedio superior. Esta discrepancia tiene que serresuelta, sabiendo que se conoce una faja de bancos calcáreos delgados en el Senoniano delOriente ecuatoriano (Caliza "M-2").

2.5~ Las transgresiones y regresiones del SenonianoLas areniscas superiores de la Formación

Chonta y las de la Formación Vivián son de primera importancia para la exploración petrolera.Sin embargo, su edad, su medio de depósito y susignificado tectono-sedimentario son todavía muymal conocidos; Es sumamente importante definircon exactitud las secuencias, su edad, su geometría, la procedencia del material detrítico, los eventuales movimientos tectónicos del substrato ligados a la tectónica senoniana, y la importancia y extensión de la erosión asociada que ha controladola geometría de los cuerpos sedimentarios.

2.6. Las lagunas estratigráficasDe manera general, el análisis de varios pozos

evidencia la importancia de-lagunas sedimentariasa varios niveles estratigráficos (Cenomaniano inferior, Turoniano inferior, Turoniano superior, Carnpaniano, Paleoceno, etc). Será importante estudiardichas lagunas para determinar si se deben a procesos tectónicos, eustáticos o sedimentarios, yaque la geometría de los cuerpos sedimentarios depende de dichos fenómenos;

2.7. Los ciclos del Paleoceno y EocenoLas secuencias del Paleógeno son en su mayo

ría controladas por los eventos tectónicos precocesde la orogénesis andina. Estos dieron lugar a discontinuidades, lagunas sedimentarias,' levantamientos y erosión todavía mal conocidas. Sin embargo, es importante destacar la existencia de dostransgresiones marinas. sucesivas .durante el Eoceno.

Finalmente, cabe' destacar que' el establecímiento de un cuadro estratigráfico confiable es deprimera importancia para el análisis del enterramiento y la-maduración de. la materia. orgánica porel método de la decornpactación (back-strippinfiJ;y, por lo tanto de la migración de los hidrocarburos, mediante el análisis geométrico estructural dela cuenca.

En el siguiente capítulo, revisamos estos resultados y problemas, intentamos comparaciones yproponemos correlaciones basadas en los datos bibliográficos y la identificación de las discontinuidades mayores (método del análisis secuencial, véase]aillard y Sempéré, 1989; ]aillard et al., 1993; porejemplo).

l. NEOCOMIANO

o Cuenca- Geanticlinal.Eoeste-peruana. del Marañón

todo el margen, y las capas tienen edades similaresen el centro y en los bordes de la cuenca (figura 8).

Los mismos modelos pueden ser propuestospara -la Formación Cushabatay del Oriente. De lageometría de las capas depende la edad de las zonas palinológicas encontradas en las partes inferiory superior de la formación. Para resolver tal problema, tenemos que revisar los datos bioestratigráficos disponibles de la cuenca Oriental y de las regiones vecinas.

2. En el Oriente peruanoMüller (1981) definió una zona palinológica in

ferior de D. etruscus (Neocomiano) y una superiorde P. oaldioiae (Aptiano superior y/o Albiano basal). Entre estas dos zonas, Robertson Research(990) encontraron una zona de A. spinulosus(¿Barremiano superiorr), una zona guía de A.operculatus (Aptiano inferior) y una zona de E.tumulus (¿Aptiano superior?).

En el Pongo de Tiraco (límite cuencas HuaUagay Marañón) se encontraron la zona palinológicaneocomiana de D. etruscus, de edad precísadebatida, y la zona superior de A. operculatus.ée edadaptiana. En el pozo Huaya 3X (Ucayali este), solose encontró la zona inferior.

En los pozos Cashiboya 29X, La Frontera 3X(Este cuenca Ucayali) y Yanayacu 27X (Marañón),y posiblemente en los pozos Chambira 123X (Marañón) y Aguaytia 3X (Ucayali), se comprobó lapresencia del Aptiano inferior (zona de A.operculatus) en la base de la Formación Cushabatay (Robertson Research, 1990). Parece ser tambiéne! caso en los pozos Tangarana 4X, Jíbaro IX y Valencia 41D (Noreste cuenca Marañón), según losdatos paleontológicos y los registros de pozo.

3~ Comparación con regiones vecinasLa serie silicoclástica neocomiana pasa gradual

mente de medios fluviátiles al Este a deltaicos ymarinos al Oeste. Por lo tanto, la fauna marinadiagnóstica es más abundante hacia el Oeste.

En la región de Lima, las areniscas neocomianasyacen sobre amonites del Berriasiano superior (FrnPuente Piedra: Rivera et al., 1975; Rivera, 1979;Wíedmann, 1981), y su parte inferior contieneamonites del Valanginiano inferior a medio (FmHerradura: Rivera et al., 1975; Rivera, 1979). Por lotanto, la edad del contacto basal es cercana al límiteBerríasíano-Valanginiano (Iaillard y Sempéré, 1989).

En la zona de Huaraz, la Formación Chimúyace sobre el Grupo Chicama de! Títhonianosuperíor-Berriasiano (Iaíllard y jacay, 1989), y labase de la Formación Carhuaz contiene amonitesdel Valanginiano medio a superior (zona deValanginites broggit de Benavides, 1956). El contacto basal tiene una edad similar a la anterior.

En e! Norte del Oriente ecuatoriano, los palinomorfos de la base de las areniscas neocomianas (Fm

Geanticlinal Edel MarañÓn

GeaJIticlinal, Edel Marañón

conformidad,

Mégard, 1978

Jurásico

»<:Wilson, 1963

top-IapBenavides, 1956

Cuenca,oeste-peruana

o

Fig. 8 • Modelos de dep6sito de laserie neocomíana en los Andes peruanos:

en top-tap para Benavides (1956) - arriba-,en on-lap para Wilson (1963) - medio

yen conformidad para Mégard (1978) - abajo-

AJbiano~:~-:-:-:-:-:-:-:-:-:-:-:~::-.:.-:-:-:------...~:::...--==:=-::::::------------------- . m Goylla-j

'squizga ~

En la primera hipótesis, existen dos contactosbasales de edad diferente. La segunda hipótesisimplica un contacto basal fuertemente diacrónico.En estos modelos, las capas inferiores son más anaguas en e! centro de la cuenca que en los bordes.En la tercera, el contacto de base es sincrónico en

Capítulo IDDiscusiones estratigráficas

1. PresentaciónHace tiempo, se planteó el problema mayor de

la naturaleza de! contacto basal de la secuencianeocomiana en los Andes peruanos. Para Benavides (1956), el contacto basal puede ser, al menoslocalmente, en. top-lap (figura 8); para Wilson(963) sería en on-lap, siendo las areniscas orientales (Fm Goyllarisquizga) equivalentes a parte dela serie neocomiana y aun albiana occidental; paraMégard (1978), se trataría de un contacto en conformidad en todo e! margen (figura 8).

I

Hollín) son del Aptiano, y los del tope indican elAlbiano inferior (Faucher et al., 1971; Bristow yHoffstetter, 1977;Canfield er al., 1982;Baldock, 1982).

4. DiscusiónLos datos bioestratigráficos demuestran que la

base de la Formación Cushabatay es diacrónica. Esde edad pre-D. etruscus al Oeste y solo pre-Aptianoal Sur (Ucayali), Este y Norte (Ecuador), es decir enlos bordes de la cuenca Oriental (figura 9). Por lotanto, podemos suponer que la FormaciónCushabatay de la parte Oeste de la cuenca Orientales comparable a la serie de la cuenca Occidental.

Las areniscas de la cuenca occidental incluyendos niveles lutáceos, localmente calcáreos, de origen marino. El nivel inferior, el más espeso, se encuentra en las regiones de lima (Frns Herradura-yMarcavilca), Huancayo.iHuaraz (Fm Santa del GpGoyllarisquizga), Arequipa y en el Pongo de. Rentema (aunque sin argumentos paleontológicos).Contiene amonites del Valanginiano medio a superior en Lima y Huaraz (zona de V. broggii), y hasido interpretado como un máximo de transgresión eustática (zona de oerrucosum a 123-124 Made Haq er al., 1987). Es muy probable que los paIinornorfos de la zona ce-Dcetruscus provengan deun nivel equivalente, como lo supusó Tarazona(1985). En este caso, la base de la Formación Cushabatay de la cuenca Huallaga y la parte occidental de la cuenca Marañón tendrían' la misma, edadque la serie occidental; es decir- límite -BerríasianoValanginiano (figura 9).

El segundo nivel arcilloso se encuentra en laparte superior de la serie, por ejemplo enArequipa(Battyy]aillard, 1989), Huancayo (Moulin, 1989),Cajamarca y el Pongo deRenterna (Jaillard, datosinéditos). No ha sido datado. Sin embargo, el registro geológico mundial- y la carta eustática deHaq et al. (1987) indican un importante máximo-de transgresión en el Aptiano inferior (zona degrandis a 111 Ma), que corresponde muy probablemente tanto a este nivel como al nível: superiorde la Formación Cushabatay que contiene-la zonade A. operculatus de Robertson Research (1990).

5. ConclusionesSe proponen las-siguientes conclusiones:

(1) El contacto basal de la Formación Cushabatayes diacrónico (figura 9). Estudios sedimentológicostendrán que determinar si se trata (1) de un on-lapCWilson, 1963) que indicaría el relleno debido auna transgresión de una cuenca estable, sin subsidencia, o (2) de un top-lap (Benavides, 1956a),que implicaría una discordancia. pre-Aptiana porerosión, debida a movimientos tectónicos O a unaregresión eustática importante.

Observemos que en el,pozo Huaya 3)(, la biozonaalbiana está separada de la biozona neocorníana por

solo 50 metros estériles (¿Aptiano?), lo que sugiereque la serie -hauteriviana-barremiana fue erosíonada.,

0"'- \'g~ Mayormentemarino ~

• - Arequipa

E3_Parcialmentemarino

111, FllJVio.OeIlaJcaValanglniano-Aptlano,

D FllN1o-dellaico Aptlano - ,

Fig. 9 • Paleografía, facies y paleocorrientesde la serie neocomiana, y extensión supuesta de los

estratos.Valanginianns en la cuenca oriental

(2) Hacia el Oeste, el contacto basal es de edad límite Berríasíano-Valangíníano, similar a la de la.cuenca occidental. En la parte Este; la base de laFormación Cushabatay es deedadAptiana,como en'la mayor. parte del Oriente ecuatoriano (FmHollín).(3}Las dos biozonas guía identificadas- (Müller,1981; Robertson Research, 1990) corresponden amáximos: de transgresión eustátíca, La primera (D.etruscus), sería' deedad Valanginiano medio a superior (zona de V. broggii). y caracteriza a la parteOeste de la cuenca, y la segunda (A. operculatus),de edad Aptiano inferior, se encuentra también enlos bordes de la cuenca;

IL lA TRANSGRESIÓN. AI.BIANA •Y lA REGRESIÓN DEL AI.BIANO SUPERIOR·CENOMANIANO INFERIOR.

1. La transgresión del Albiano inferior

1.L Presentación,En los Andes peruanos, la transgresión albiana

20m

está representada por las formaciones equivalentesInca y Pariahuanca (Benavídes, 1956; Wilson,1963). Los mismos autores mencionan que estasformaciones desaparecen hacia el Este (Geanticlinal del Marañón), y no se distinguen de la Formación Goyllarisquizga. Esto plantea el problema deun posible on-lap o de un cambio rápido de faciesen el borde de la cuenca. El mismo problemapuede presentarse en la cuenca Oriental.

Por otro lado, el máximo de transgresión hasido datado generalmente por microfauna, del Albiano superior 'en el Oriente ecuatoriano (Bristowy Hoffstetter, 1977), mientras. que es del Albianomedio en el Perú. Esto plantea el problema de unposible díacronismo de la transgresión.

Finalmente, Robertson Research (990) evidenciaron una laguna estratigráfica importante del Albiano inferior. tardío-base del Albiano medio.

1.2. En el Oriente.peruanoEn el Oriente peruano, la transgresión Albiana

está representada por la zona palinológica de P.oaldioiae de Müller (981), Gamarra y Aliaga(1985) y Robertson Research (990) que caracteriza a las capas de. transición entre las formacionesCushabatay y Esperanza.

La zona de P. ualdiuiae ha sido reconocida paleontológícamente en los Pongos de Tiraco y Manseriche, en la mayor parte deja cuenca Ucayali (excepto en Huaya 3X y quizás en La Frontera 3X) ysedimentológicamente en el Pongo de Renterna.,Está ausente en cambio en los pozos de la cuencaMarañón, salvo en el Chambira .123X y el Yanayacu27X. Por lo tanto, la secuencia transgresíva del¿Aptiano superior?-Albiano inferior está generalmente presente en las partes Oeste y Sur de lacuenca oriental, y generalmente ausente en suspartes Este y Norte (figura 11). Sin embargo, la ausencia de- pólenes no necesariamente' significa queno haya ocurrido la transgresión; ya que su repartícíón depende del tipo de sedimentación.r En todocaso, su extensión geográfica es. mayor que la .del .Aptiano inferior; reflejando un nivel eustático mayor.

El miembro Aguanuya de areniscas arcillosascon restos de plantas, descrito por Kurnmel(1948)en la región de Contarnana, puede ser correlacíonado con. estos depósitos.

1.3. Comparación con las regiones vecinas ydiscusión estratigráfica

En los Andes peruanos, las formaciones Inca yPariahuanca consisten en una serie de cerca de100 m de espesor, de areniscas con estratificaciones oblicuas, limolitas y calizas con oolitas ferrugínosas y glauconita. Representan una secuenciatransgresiva, depositada en un medio de barrera ylagón en la base, y de plataforma marina, someraal' tope (Jaillard, 1987, figura 10). EL tope de la

secuencia está constituido por algunas superficiesendurecidas superpuestas, cubiertas de amonites,que indican una época de condensación.

91

91

oO

'TI --1-+-------=-+-----1

Fig.l0 - Sección-de campo. de la Formación Inca(¿Aptiano termina11-Albiano inferior)

en Baños del Inca(según E. Higa, in Jaillard, 1987) gl = glauconita

Benavides (1956a), Wilson (1963) y Hillebrandt(1970) atribuyeron las formaciones Inca y Pariahuanca al Albíano inferior por contener especiesde Paraboplites (zona de Paraboplües nicbolsonide Benavides, 1956). Posteriormente, Reyes (1980)y]anjou (981) propusieron una edad Aptiano superior a Albiano basal para la Formación Inca, interpretación adoptada por ]aillard (1987; ]aillard ySempéré, 1989, 1991). Moulin (989) menciona pólenes del Aptiano superior y Albiano inferior en laFormación Pariahuanca del centro del Perú (det, R.Rauscher). Sin embargo, la revisión. de los arnonítes peruanos del Cretáceo inferior realizada por L.Bulot indicaría que los amonites de la FormaciónInca corresponden efectivamente al Albiano inferior (Bulot, Latil y]aíllard, en preparación), confirmando la asignación antigua de. Benavides(1956a). Por lo tanto, el nivel de condensación deltope de la secuencia, sería de edad Albiano inferiortardío a Albiano medio temprano.

Esta secuencia transgresiva parece ser, desde elpunto de vista paleontológico, exactamente equivalente a la biozona de P. oaldioiae (Müller, 1981;Robertson Research, 1990), mientras que el nivelsomítal de condensación corresponde muy probablemente a la laguna estratigráfica de la zona de E.jardinei de RobertsonResearch (1990).

En el Ecuador" el. tope. de la Formación Hollínestá constituido por areniscas g!auconíticas (Napo

basal de Tschopp, 1953) datadas del Albiano inferior (Faucher et al., 1971), y refleja una transgresión que puede ser correlacionada con la del Perú(figura 11). Finalmente, Moulin (1989) anota que laFormación Pariahuanca es todavía reconocible enla parte alta de los Andes centrales del Perú, concluyendo que' la hipótesis de' Wilson (963) eserrónea y que la transgresión es síncrona.

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o Sin afloramientos

Transgresión del Ap1Iano terminalAlblllno Inferior.

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Fig~l1- Paleogeografia y extensión supuesta de losdepósitos del ¿Aptiano terminal?-Albiano inferior

en la cuenca Oriental

1.4. ConclusiónComo ningún diacronismo es aparente entre la

cuenca Occidental y la: cuenca Oriental, supondremos que la transgresión es síncrona en' la mayorparte de la cuenca, estando quizás emergidos losbordes de la cuenca Oriental. La secuencia transgresíva, datada, por amonítes y palínomorfos, delAlbiano inferior, puede ser utilizada como nivelguía para correlaciones regionales.

La laguna estratigráfica de la zona de E. jardineiparece tener una extensión regional.

2. Edad del máxímode transgresión albiano

2.1. En el Oriente peruanoEs verosímil que el máximo de transgresión esté

representado por la zona de. Pseudosofrepites» de

Müller (981) o la zona guía de S. barghoornii deedad Albiano medio (Robertson Research, 1990),que se encuentra en todos los pozos- estudiados.Caracteriza. a parte de la Formación Esperanza (oRaya, Kummel, 1948). En Jíbaro IX, parece descansar directamente sobre la Formación Cushabatay,

2.2. Comparación con regiones vecinasEn los Andes peruanos, el máximo de la trans

gresión albiana está representado por la FormaciónChulee, datada, por numerosos amonites; del Albiano medio - zona de Knemiceras raimondii deBenavides 0956a), véase también Wilson (963),Tapia (992), Bulot, Latil y jaíllard (en preparación).

En cambio, la Formación Pariatambo sobreyacente, que representa un evento anóxico regional .importante, fue atribuida a la parte superior del Albiano medio - zona de Oxytropidocerascarbonarium de Benavides 0956a), wilson(963) - o a su parte inferior (Hillebrandt, 1970).En realidad, el análisis de los datos paleontológicos demuestra queel límite entre ambas formaciones, definido por la aparición de las facies negras'anóxícas, es una zona de facies diacrónica(Iaillard, 1986).

Losamonites de-las formaciones Chulee y Pariatambo de los Andes centrales y septentrionales delPerú son similares a los encontrados en las formaciones Pananga y Muerto de los Arnotapes - Zúruga y Cruzado (979), Reyes y Caldas (987), Reyes y Vergara (987) -¡ en las formaciones Chancay y Chilca de la zona de lima (Rivera et al.,1975), en la base de la Formación Arcurquina de laregión de Arequipa (Dávíla, 1988), en las calizasAyavacas .del Altiplano Sur-peruano (Cabrera laRosa y Petersen, 1936; Lisson y Boit, 1942), enafloramientos deL alto Pachitea. (Lisson y Boít;1942), en las lutitas del Napo inferior delOrienteecuatoriano (Tschopp, 1953; Bristow y Hoffstetter,1977) y en la Formación Esperanza (o Raya) de la. _.Cuenca Madre de Dios. (Dávila y Ponce de León,1971), de la cuenca Ucayali(Kummel, 1948) y delPongo de Manseriche (Singewald, 1927), asimiladaa la base de la Formación Chonta por Zegarra 1964(figuras 12 y 14).

2.3. ConclusiónDel análisis de dicha fauna resulta (1) que los

arnonítes marcadores del evento (Knemiceras spp.,Lye//iceras spp., Lyelliceras ulricbi, Oxytropidoceracarbonarium y Venezoliceras spp.) indican sinambiguedad una edad Albiano medio en todas lasregiones mencionadas, y (2) que este (o estos)máximo(s) transgresivos, son eventos mayores anivel de las cuencas andinas __

En el estado actual del conocimiento, estos depósitos francamente marinos (zonas de K.raimondii y o. carbonarium), se correlacionan-

con las biozonas-guía de • Pseudosofrepites • y S.bargboornii del Albiano medio (y E. protensus del¿Albiano superior?) definidas por Müller (1981) yRobertson Research(1990) en la Formación Esperanza (o Raya). Como lo observó Müller (1981), laFormación Esperanza constituye una buena líneade tiempo para correlaciones de pozos y de líneassísmicas, calibrada conjuntamente por amonites ypalínornorfos, Estas transgresiones se correlacionarían con las determinadas a 101, 99,5 y/o 98,25 Mapor Haq et al. (1987).

3. La regresión del Albiano superiorCenomaníano inferior

3.1. PresentaciónEn la mayor parte de la cuenca Oriental, las are

niscas deltaicas de la Formación Agua Caliente descansan sobre las lutitas marinas albianas de la Formación Esperanza (o Raya). Sin embargo, en losPongos de Manseriche y Renterna, el intervalo Albiano superior-Cenomaniano medio no está representado por las areniscas de la Formación AguaCaliente (figura 12), sino por intercalaciones arenosas en depósitos marinos (Zegarra, 1964;Jaillardet aL, 1985; Córdova, 1986). Esto traduce' una importante regresión eustática y la progradación

hacia el Oeste de un sistema deltaico que puedeser diacrónico.

En el centro de la cuenca Marañón (pozos Pavayacu, Capirona, Corrientes, Yanayacu y Beléndel bloque 8), la base de la Formación Agua Caliente ha sido datada por palinología del Albianosuperior-Cenomaniano inferior (Álvarez, 1979).Esta edad fue confirmada en la misma área y másal Oeste en las cuencas Santiago y Huallaga zonas de E. klaszi y E. castelaini de Müller y Aliaga(1981), zonas de A. jardinus y E. pseudohlaszü deRobertson Research (1990).

3.2. Lagunas sedimentarias en el OrienteLa zona de E. protensus del Albiano superior

(Robertson Research, 1990) está presente en la mayoría de los pozos estudiados, excepto en los deJíbaro IX y Yanayacu 27X, y quizás en el de Charnbira 123X.

La zona de A. jardinus del Cenomaniano inferior (Robertson Research, 1990) está ausente entodos los pozos de la cuenca Marañón, en la sección del Pongo de Tiraco (Huallaga) y posiblemente en la del Pongo de Manseriche (figura 13).Está presente en cambio en la cuenca Ucayalí,excepto en los pozos La Frontera 3X y Oxapampa 7-1 más al Sur (figura 13).

CutucúApaga

Manseriche YanayacuLeticia

Cushabatay

CONIACIANO

TURONIANO

ALBlANO

NEOCOMIANO

JURÁSICO

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Turoniano '.

SANTONIANO

CONIACfANO

TURONIANO

ALBIANO

APTIANO

NEOCOMIANO

Fig. 12 - Relaciones de tiempo y facies de los depósitos Albianos-Coniacianosen el borde oeste de la cuenca Oriental, según Zegarra (1964)/ modificado.

Elmáxímo de transgresión albiano era considerado entonces como del Albiano inferior (compárese con las figuras 4 y 14)

La laguna sedimentaria parcial del Albiano superior y casi total del Cenomaniano inferior se deben a la regresión eustática coetánea. Después dela gran transgresión del Albiano medio, el espaciodisponible en la cuenca oriental estuvo rellenadopor depósitos de mar somero. Cuando ocurrió laregresión eustática del Albiano superior, las zonasprofundas o subsidentes siguieron recibiendo sedimentos. Al acentuarse la regresión en el Cenornaniano inferior, toda la cuenca oriental emergió (excepto la zona de los Pongos en su borde occídental), dando lugar a una laguna sedimentariamayor y a probables erosiones. La sedimentaciónsolo se operó en las zonas más distales y más profundas (Oeste), bajo la forma de lo que se podríallamar un • prisma de bajo nivel », a pesar de estartodavía ubicado sobre la plataforma (figura 13). Laexistencia de depósitos de esta edad en la cuencaUcayali (río v Cushabatay, pozos Aguaytía 3X,Huaya 3X y Cashiboya 29X) indica que dichacuenca tenía una tasa de subsidencia mayor.

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Cenomaniano Interior:

O Sin afloramientos

o Laguna sedimentaria

~ .¿Emerslón tectónica?

111 Facies arenosa

o Facies marina

Fig. 13 - Bosquejo paleogeográfico delCenomaniano inferior y extensión de la laguna

sedimentaria de la zona de A. jardinus

En consecuencia, en la mayor parte de lacuenca oriental, las areniscas deltaicas de la Formación Agua Caliente no representan la regresiónmisma, sino el inicio de la transgresión subsecuente.

3.3. Comparación con regiones vecinasEn la Formación Pariatarnbo de los Andes nor- .

peruanos, ]aillard (inédito) encontró foraminíferosplanctónicos poco diagnósticos, que sugerían unaedad base del Albiano superior (det. M. Caron),Por otro lado, la revisión en curso de los amonitesde las colecciones de Lima parece confirmar esteúltimo dato (Bulot, Latil y]aillard, en preparación).El tope de la Formación Paríatambo está marcadoen varíos sitios por figuras de emersión que indican una regresión (Mégard, 1968; Séranne, 1987,en la Fm Muerto; Moulin, 1989; ]aillard, inédito).

Sobre la Formación Pariatambo yacen calizas deplataforma somera organizadas en dos secuenciasregresivas mayores (Benavides, 1956; ]aillard,1987). La secuencia inferior (Frn.Yurnagual) ha sidodatada del Albiano superior-Cenomaniano inferior- zonas de Ostrea scypbax, con Engonoceras sp.,y de.. Paraturrilites leuiesiensis de Benavides,(956) - (P. leuesensis es conocido ahora comoMane/la leuesensis). La segunda secuencia (FmMujarrún) ha sido datada del Cenomaniano mediopor escasos amonites y ostras (zonas de Exogyrad. ponderosa y de Exogyra africana, conAcantbcceratideos de Benavides, 1956; ]aillard y .Sempéré, 1989). El desarrollo de esta plataformarefleja una importante regresión eustática quepuede ser correlacionada con la regresiónexpresada por el depósito de la Formación AguaCaliente. Dicha interpretación es apoyada por eldepósito de areniscas en los topes de secuencia,en las secciones de la parte oriental de la cuenca'occidental, que provienen de la progradaciónhacia el Oeste del delta oriental (secciones de Celendín, Pongo de Renterna: Jaillard, 1987). Las dossecuencias han sido reconocidas en la Formación]umasha de los Andes del Perú central (Iaíllard,1986), y en las formaciones Arcurquina y Ayavacasdel Sur del Perú (Iaillard y Sernpéré, 1991).

En la parte occidental del margen peruano ysur-ecuatoriano, el Albiano está marcado por espesas efusiones volcánicas - Gp Casma,. FmsCopara, Matalaque de Perú, y Fm Celica deEcuador: Atherton et al. (983), Beckinsale et al.(985), Berrones et al., (993). Esta actividad volcánica importante termina abruptamente cerca dellímite Albiano-Cenomaniano, al mismo tiempo queocurre una fase tectónica compresiva importante(fase Mochica del Albiano medio-Cenomaniano inferior: Mégard, 1984; Vicente, 1989; Jaillard, 1994).Está seguida por las intrusiones del batolito 'costero(Soler y Bonhomme, 1990; Soler, 1991). En lacuenca Oeste-peruana (Andes actuales), estaépoca está marcada por numerosas deformacionessinsedimentarias (Iaillard, 1994). Es probable queesta fase tectónica haya tenido efectos importantesen la sedimentación del margen andino, y podidoprovocar un levantamiento que reforzó los efectos

de la regresión eustática del Albiano superior-Cenomaniano inferior (jaillard, 1987).

En Ecuador, la transgresión del Albiano está seguida por el depósito de areniscas deltaicas, lase Areniscas T • de la Formación Napo de edad imprecisa Albiano superior a Cenomaniano (Faucheret al., 1971; Bristow y Hoffstetter, 1977). Estas están subdivididas en un miembro inferior y unmiembro superior, sobre cada uno de los cualesyace un nivellutáceo (Bristow y Hoffstetter, 1977;Canfield et al., ,1982).

3.4. Conclusiones(1) Se produjo una regresión eustática durante elAlbiano superior, que llevó al depósito de calizasde plataforma somera en los Andes, entre la partetardía del Albiano superiory la.parte temprana del

Cenomaniano medio - zonas de O. scypbax, M.(=p.) leuesensis, E. d. ponderosa y E. africana s--,ya lagunas sedimentarias y/o erosiones coetáneasen la mayor parte de la cuenca oriental (zonas de E.protensus, y sobre todo, de A. jardinus - figura 13).(2) Los efectos de dicha regresión fueron muy probablemente reforzados por la fase tectónica Mochica del Albiano superior-Cenomaniano inferior,que ha podido provocar un levantamiento a granescala del margen-andino;(3) En consecuencia, las areniscas deltaicas de laFormación Agua Caliente; datadas mayormente delCenomaniano medio (zona de E. pseudoelaszii),corresponden muy probablemente a los depósitosde la transgresión del Cenomaniano medio registrada en la cuenca occidental (zona deAcanthoceras chasca de Benavides 1956, figura 16).

CUENCA ORIENTEORIENTE PERÚ EDAD

OESTE-PERUANA ECUADORal Cll

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Menabites x superior Cll :l 8 <.J medio:E ::c Clla.

Desmophyllites x x xSANTONIANO

Eulophoceras Fm x xTexanites x x

FmLenticeras x Fm

Napo x xTissotia. xxx superior xxx xxx xxx xxx Chonta

Barroisiceras xxx Calendln xxx x x xBuchicaras x xxx x superior

Heterotissotia x x x x CONlACIANOPeroniceras x x x

Coi/opocaras x Fm Cajamarca x Fm Napo x x xFm

Vascoceras x Fm medio - Chonta TURONIANOMammites x Coñor x Caliza A x x

"Acanthoceras' x Fm Romirón 1/Schloenbachia Fm x x- CENOMANIANO

Engonoceras Yumagal Fmx x? Agua

Fm

~ ~Dipoloceras x- xVenezoliceras x Fm x Napo

Brancoceras x Pariatambo x xinferior ALBIANO medioOxytropidoceras xxx x xxx Fm

Lyelliceras xxx Fm x x x Esperanza -

Knemicerss Chuleeo Raya

inf.xxx x xxx--

'Parahoplites' Fm Inca Napo basal --x -- APTlANO- Fm CushabatayGp Goyllarisquizga Fm HoUln NEOCOMIANO

Fig. 14 - Repartición de los géneros diagnósticos de amonites en las series cretácicas del Oeste y Orienteperuano, y en el Oriente ecuatoriano .

- datos de Kummel (1948),Rosenzweíg (1953), Tschopp (1953), Benavides (1956)~ Ducloz y Rivera (1956),Zegarra (1964) YMourier et a1. (1988)-

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VIVIÁN

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ESPERANZA

CUSHABATAY

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YAHUARANGO

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Fíg, 15 - Sección compuesta del curso medio del ríoHuallaga(Leticia), según Rosenzweig (1953)

En la.mayoría de los pozos de las partes Oesteo Norte de la cuenca (Chapulí IX, Jíbaro IX, Cuinico Norte, Valencia 25X, Mahuaca 3X,. cuenca Ma-'rañón, Aguaytía 3X, cuenca Ucayali), el tope de la'Formación Agua. Caliente está constituido por UIY

miembro de areniscas glauconíticas y lutítas, gruesarnente estrato- y grano-decreciente, que puedecorrelacionarse Iítológícamente. con el MiembroHuaya de Kummel (1948). Estos depósitos coinciden con las zonas de E. pseudoklaszii y G. dioersusdel Cenomaniano, medio; a superior (RobertsonResearch, 1990). La-abundancia de glauconita ylaevolución. grano- y estrato-decreciente sugiere' quese trata de, depósitos condensados· y transgresívos.

excepto en la sección del río Cushabatay (Müller yAliaga, 1981; Robertson Research, 1990). La zona deG. dioersus del Cenomaniano superior está. gene- .ralmente presente en los pozos y secciones estudiados, excepto en los pozos Chambira123X, JíbaroIX, Tangarana 4X y Nanay 26x de la parte Norte dela cuenca Marañón (Robertson Research, 1990).

III - LA TRANSGRESIÓN DEL CENOMANIANOMEDIO TARDÍO - TIJRONIANO BASAL

2. En el Oriente peruano .En la cuenca Ucayali, Kummel (1948) describe,

al tope de la Formación Agua Caliente, el Miembro'Huaya, constituido por areniscas micáceas y lutitasnegras con restos de plantas, que contendríaLyel/ieeras aff. pseudolyelli del Albiano medio (det,Im1ay, Kummel, 1948). En realidad, ya sea el amonite fue determinado equivocadamente, o.. másprobablemente, no proviene del miembro Huayasino del Miembro Aguanuya o del Miembro Paco,ambos de litología comparable.

. Al Norte de la. cuenca Hualiaga, la FormaciónAgua Caliente comprende dos miembros arenososseparados por un cuello lutáceo (sección de Leticia:Rosenzweig, 1953, figu~. 15). En fáscapas detransición entre las formaciones Agua Caliente yChonta, se encontró Exogyra ef mermeti (figura 15).Se encuentran abundantes ostras en los depósitosdel Cenornaniano medio y superior de los Andesnor-peruanos (Benavides, 1956;jaíllard, .1987).

En la parte suroccidental de la cuenca Marañón, cerca del límite con la cuenca Huallaga, laparte inferior de la Formación Chonta contiene'amonites del género Coilopoceras sp. y los equinoideos Herniaster fourneli y Holectypus planatus(Rosenzweig, 1953, figura 15; Ducloz y Rivera,1956, figura 21; Zegarra, 1964, figura 22). H.planatus está presente en el Albiano-Cenomanianodel Sur peruano (Frns Arcurquina y Ayavacas, Cabrera la Rosa y Petersen, i936; Benavides, 1962);H. fourneli es frecuente en el Cenomanianosuperior-Turoniano y el género Coilopoceras sp. es·conocido solo en el Turoniano. de los Andes. peruanos (Benavides, 1956, figura 16).'

La zona de E. pseudohlaszii del Cenomanianomedio (?) está presente en todos los pozos y secciones estudiados (cuencas Marañón y Ucayali),

1. PresentaciónEn todo el mundo, la transición Cenomaniano

Turoniano está marcada por una importante transgresión eustática que provoca la interrupción de lasedimentación carbonatada (figura 16), asociadacon lagunas sedimentarias, depósitos anóxicos yextinciones de especies.

En el Oriente peruano, este período está representado por' la transgresión diacrónica a gran escala de la Formación Chonta sobre las areniscasdeltaicas de la Formación Agua Caliente (figuras 12y 14). Corresponde a las zonas sucesivas de E.africaensis, T. africaenesis y G. crassipoli deMüller (1981), y E. pseudohlaszii (?), G. dioersus yG. crassipoli de Robertson Research (1990),. quecaracterizan a la parte superior de la FormaciónAgua Caliente y a la base de la Formación Chonta.

(Kennedy, InJalllard y Amaud. 1993) (Benavlde8,1956)

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Fig. 16 • Ubicación estratigráfica de los amonites del Cenomaniano medio-superior, Turoniano y Coniacianobasal en los Andes nor-peruanos, según Jaillard y Arnaud-Vanneau, 1993, modificado

3- Comparación con regiones vecinasEn el margen peruano, el inicio del Cenoma

ruano superior se caracteriza por una transgresiónimportante marcada por la,ocurrencia, entre otros,del arnonite Neolobites kummeli.(Benavides, 1956),ahora conocido como Neolobites tnbrayeanus, dela parte inferior del Cenomaniano superior(Kennedy y Juignet, 1981, figura 17). N.oibrayeanus ha sido encontrado en el Sur del Pero(Cabrera la Rosa y Petersen, 1936; Lisson y Boit,1942; Benavides, 1962) y hasta Bolivia (Branisa etal., 1966), Y grosso modo es coetáneo del depósitode las dolomitas Huatasane de la cuenca Putina(Laubacher, 1978). En el Norte del Pero, esta transgresión coincide con una interrupción de la sedimentación carbonatada (margas de la Fm Romirón: .Benavídes, 1956; ]aillard, 1987, figura !6).:

Un segundo pulso de transgresión (Jaillard yArnaud-Vanneau, 1993) contiene localmente losamonítes Hoplitoides inca, Broggiceras. olssoni y B,

bumboldti (Benavides, 1956, figura 16), H. inca esconsiderado ahora' corno equivalente aWrigbtoceras munieri (Kennedy ee al., 1987),mientras que B. olssoni y B: bumboldti han sidopuestos en equivalencia con Vascoceras cauuini(Schóbel, 1975; Berthou et al., 1985; Zaborski,1989). w: munieri y V. cauuini son indicadores delCenomaniano terrninal-Turoniano basal (figuras 17y 18). Dichos niveles están ausentes en varias seccionesde los Andes peruanos y bolivianos (Jaillardy Amaud-Vanneau, 1993; Sempéré, 1993). Cuandoestán presentes (Andes del Perú' central, Fm ]urnasha), pueden ser muy ricos en materia orgánicaya que' coinciden con el evento anóxico mundialdel límite Cenomaníano-Turoniano .(Sch1anger yJenkyns, 1976; ]enkyns, 1985; Jaillard y ArnaudVanneau, 1993),

La culminación de la transgresión del Cenomaruano' superior-Turoniano inferior está representada por estratos que contienen, entre otros,

2. Comparación- con regiones vecinasEn los Andes del Perú (cuenca occidental), la

parte superior deLTuroniano inferior está marcadapor uno o dos máximos de transgresión mayores,que contienen Coilopoceras jenksi y Mammitesnodosoides (Fm Coñore Benavídes; 1956; jaíllard y ,Arnaud-Vanneau, 1993; figuras 17 y 18). Está seguida, del. desarrollo de' una extensa plataformacarbonatada muy uniforme,datadaen el-Norte del..

Fíg, 18 - Repartición estratigráfica de los amonitesdel Cenomaniano superior - Coniaciano inferior

en los Andes nor-peruanos

- Robertson Research, 1990.El Turoniano medio o superior ha sido recono

cido palinológicamente por Müller (981) en elPongo de Manseriche (cuenca Santiago) y en el ríoCushabatay (cuenca Ucayalí). Más al Este o alNorte, los pozos estudiados por RobertsonResearch (990) se caracterizan por una laguna sedimentaria general del Turoniano superior.

Tenemos que discutir el origen de estalagunasedimentaria que coincide con. la transgresión mayor de todos los tiempos mesozoicos.

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IV· EL MÁXIMo DETRANSGRESIÓN DELTIJRONIANO INFERIOR y LA REGRESIÓNDEL.TIJRONlANO SUPERIOR

Fig.17 - Variaciones eustáticas-deducidas del estudiode Ia.serie Cenomaniana-Turoniana de los Andesperuanos (según [aillard y Arnaud Vanneau, 1993)

3. ConclusionesEl Cenornaníano medio a superior es una

época .de transgresión importante, que da lugar alfin de la sedimentación deltaica (Frn Agua Caliente) en la cuenca Oriental (Mb Huaya), y a unainterrupción de la sedimentación carbonatada enlos Andes, Los depósitos son frecuentemente ricosen glauconíta, a. menudo condensados o inclusoausentes, y localmente ricos en materia orgánica.Sin embargo, en el'Oriente peruano, la subdivisiónen secuencias menores es muy difícil de establecerdebido a la condensación! de los depósitos y a laescasez' de fauna diagnóstica. .

Coilopoceras jenksi, Mammites nodosoides eInoceramus labiatus (Fm Cañar: Benavides, 1956).M. nodosoides y 1. labiatus indican mundialmentela parte superior del Turoniano inferior (Robaszinski 1982, Hancock 1991, figuras 17 y 18).

1. PresentaeiónEl.Turoniano inferior es considerado por la ma

yoría de autores como el máximo de la transgresíon del Mesozoico (Hancock y Kaufmann, 1979,por ejemplo¡ máximo de transgresión de M.nodosoides, 91,5 Ma, según Haq et al., 1987). Sinembargo; el Turoniano inferior está ausente en lamayoría de los pozos de la. cuenca Marañón (Jíbaro IX, Valencia 25X, Cuinico Norte, Tangarana4X, Nanay 26x,. Yanayacu 27X) y de la cuencaUcayali (Aguayúa 3X, Huaya 3X¡ Cashiboya,29X)

Pero por Coilopoceras neuelli (Benavides, 1956,figura 16), que, según WJ. Kennedy del Museo deOxford (comunicación personal), es indicador delTuroniano medio o superior (figuras 17 Y 18). Esta

plataforma es conocida en el Norte (Taillard, 1985,1987), el centro (Jaillard, 1986) y el Suroeste del Perú,yen Bolivia. (Jaillard YSempéré, 1991). La plataformacarbonatada del Turoniano medio a superiorrepresenta un depósito de alto nivel marino y traduceun descenso del nivel. eustático Qaillard y. ArnaudVanneau, 1993, figura 17), que puede haber dejadoemergida la parte oriental del margen peruano. En elSureste del Pero (cuenca de Putína), el Turonianoparece estar representado por secuencias elásticaslitorales (parte superior del Gp Cotacucho: ]aillard ySempéré, 1989 y datos inéditos).

En la. parte Suroeste de la cuenca Marañón, enlas secciones de los ríos Mayuriaga, Huasíyacu, Potro, Yana-Yacu, Sillay y Leticia (figura 1), Rosenzweig 0953, figura 15), Ducloz y Rivera 0956, figura 20) y Zegarra 0964, figura 22) 'encontraronamonites indicadores del Turoniano (Coilopocerasspp., Mammites spp.). En el río Sillay, está presente Coilopoceras neuelli, indicador del Turoniano medio o superior (figuras 16, 17 Y 18). Sinembargo, los niveles datados del Turoniano sonfrancamente calcáreos en las secciones más occidentales (ríos Mayuriaga y Apaga), mientras quemás al Este consisten en alternancias de calizas ymargas comparables a las del Coniacíano (exceptoen el río Panchitos, figura 22), evidenciando uncambio lateral de facies.

En la zona subandina de Ecuador (Altos deNapo y de Cutucú), Tschopp (953) recolectóMarnmites aif. barheri y Neoptycbttes sp. delTuroniano inferior, y Coilopoceras sp. delTuroniano s.1. en la Formación Napo medio,principalmente calcárea (Main Limestones. Faucheret al. (971) la dataron del Turoníano inferior amedio por foraminiferos bentónicos y planctónícosy ostrácodos. Más al Este, en la cuenca orientalecuatoriana, esta caliza está todavía bien desarrollada y es conocida como las Calizas. A - Y -M-2 del tope del Napo medio, de edad Turoniano(Bristow y Hoffstetter, 1977, figura 24) ..

3. DiscusionesLa laguna estratigráfica de una gran parte del

Turoniano es sorprendente y se puede deber yasea a una atribución cronoestratigráfica errónea, oa fenómenos tectónicos o sedírnentarios, desconocidos hasta ahora en el margen peruano.

3.1. Discusión bioestrattgraficaRobertson Research (990) atribuyen las bíozo

nas palinológicas de l. enricii y Pi fidelii al Coníaciano inferior y superior respectivamente, con baseen nanofósiles calcáreos asociados (ver p. 16); En

el Sureste del Oriente ecuatoriano, RobertsonResearch definen bíozonas de edad Coniaciano inferior y superior respectivamente, de acuerdo a laaparición (o desaparición) de los nanofósilescalcáreos Micula. staurophora (- M. decussata) yMartbasterites furcatus. Sin embargo, M.stauropbora solo aparece en el Coniaciano terminal, cerca del límite con el Santoníano (Pornerolet al., 1983), mientras que M. furcatus aparece enel Turoniano superior (Gartner in Robaszinski etal., 1990, figura 19). Por lo tanto, la ausencia de M.stauropbora y la presencia de M. furcatus no esdiagnóstica del Coniaciano inferior sino que indicael intervalo Turoniano superior tardío-Coniacianosuperior temprano (figura 19).

ESPECIES j ~ ~ .DIAGNOS- BIOZONA-TICAS ~ E ~.~ E E ~., ClONES

~~ 'tl::l"t:5~ ª~ de!SCll;"~if-~-2-aj ~. ~ ~. ~ .~ Cll ~ e NANO-s s s ""8 "'~::l3:!~ o,~-~E.!l5 FOSILES

l~ j; s~""PISOS ~. ~ ~-'1ii" '" CALCAAEOS

ESTRATI· 3 i ~~~~~€]GAAFICOS ~ '0.':: ~ CJ o i,jj ~ ~

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1supoCONIACIAN~

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Iaximiu:J

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dacoratus

CENOMANIANOIsuperior I L acutum

Fig. 19 • Rango estratigráfico de los principalesnanof6siles calcáreos diagnósticos en el intervalo

Cenomaniano superior-- Coniadano(según Pomerol et al., 1983;

Robaszinski et aL,.1983, 1990;Philip et al, 1984)

Por otro lado, la biozona. de nanofósiles deEiffelithus eximius, de edad Turoniano medio-superior en Europa y África del Norte (Pornerol et al.,1983), se caracteriza por' la abundancia. de Eeximius, Gartnerago obluquum, Litbastrinusflora lis, Quadrum gartneri sp. 1, Prediscospbaeracretacea y Tranolitbus orionatus s.1., y la apariciónde Coriollitbon exiguum y Lithastrinus grilli (Robaszinski et al., 1982, 1990, figura 19) que estánpresentes en la bíozona atribuida al Coníacianoinferior por Robertson Research (990). Por lo.tanto, la biozona de l. enricií de RobertsonResearch (990) podría incluir el Turonianomedio-superior, a menos. que M.furcatus esté presente en todo el intervalo. En este caso, la zona del. enricii solo incluiría el Turoniano terminal. Síadoptamos- la primera hipótesis, la zona de P.fidelii de Robertson Research 0985, 1990), podría

incluir todo el Coniaciano, excepto el Coniacianoterminal (aparición de M. stauropbord).

3.2. Discusión lito-estratigráficaEn todo el margen andino, la transgresión ma

yor del Turoniano inferior es seguida por el desarrollo de una extensa plataforma carbonatada deagua muy tranquila y somera (Jaillard, 1985;jaillard y Sernpéré, 1991; Jaillard y AmaudVanneau, 1993). Contiene amonites del Turonianomedio-superior en el Norte del Perú (Benavides,1956) y foraminíferos ·en el Norte del Oriente ecuatoriano, y sobre ella yacen lutitas y calizas datadasprecisamente del Coniaciano basal por amonites(Benavides, 1956; jaíllard y Sempéré, 1989). Por lotanto, se puede suponer que la facies más calcáreade la Formación Chonta corresponde a dicha plataforma. Sin embargo, estas calizas fueron atribuidas al Coniaciano en los pozos Chapulí IX,Oxapampa 7-1 y Jíbaro IX (Robertson Research,1990; Salas, 1991). .

En los otros pozos, la transgresión post-Chontasería del Coniaciano inferior (Robertson Research,1990), es decir que la transgresión mayor del Turoniano inferior y la. plataforma carbonatada delTuroniano superior no habrían llegado hasta estas

"'-.,

!....-------...

'1//

Turoniano:

O 51n a1loramlentos

lIiI Faciesarenosalijoral

~ Facies mar1nade platalOrma'

G3 Laguna del TuronJano superior

l:2d Lagunade todo el Turonlano

Fig. 20 - EXtensión geográfíca de las lagunasestratigráficas del Turoniano completo y del

Turoniano superior, según RobertsonResearch(1990), y repartición de las facies

zonas, lo que plantea un importante problematectono-sedímentario,

Finalmente, el Coniaciano inferior se caracteriza.por una importante transgresión eustática - zonade F. (H.) petrocoriensis; 89 Ma, según Haq et al.,1987. Es.muy probable que la biozona guía de P.fidelü; presente en todos los pozos estudiados(Robertson Research, 1990), corresponda. grossomodo al máximo de transgresión del Coniacianoinferior. En este caso, la zona de 1. enricii tendríaque ser más antigua, es decir probalernente deedad turoniana,

3.3. Discusión' tectono-sedimentariaSi aceptamos la: atribución cronoestratigráfica

de Robertson Research (990), la laguna estratigráfica del Turoniano inferior detectada por ellos estárestringida en las partes proximales (orientales) dela cuenca oriental (figura 20). Esto se deberla yasea a una ausencia de sedimentación o a la erosiónligada a la regresión del Turoniano superior, yaque los depósitos de la transgresión del Ceniaciano inferior se han preservado en toda elárea,

En el primer caso, la laguna se debería a un levantamiento tectónico de edad Turoniano inferior,ya que la extensión geográfica de los depósitos marinos es menor que: la del Albiano, a pesar de queel nivel eustático fue mayor (Haq et al., 1987). Enel segundo caso; la laguna del Turoniano inferiorse debió a erosiones posteriores asociadas a unaemersión de origen ya seaeustático o tectónico.

Según Robertsorr Research (990), la extensióngeográfica de la laguna. estratigráfica del Turonianosuperior es más ámplia que la del Turoniano inferior y abarca zonas más occidentales (figura. 20),indicando una disposición en top-lap sobre la cuallos .depósitos del Coniaciano inferior se: encuentran en discordancia cartográfica. Dicha disposición geométrica sugiere la ocurrencia de. erosiones .crecientes hacia el Este, probablemente debidas a.un levantamiento. tectónico a gran escala, de edadTuroníano superior; que reforzó el efecto de la regresión eustática: coetánea.

Hasta ahora, son. muy escasos los indicios detectónica sinsedimentaría durante el Turoniano superior. Sin embargo, se conocen en Arequipa(Jaillard y Arnaud-Vanneau, 1993) y en Bolivia(Jaillard y Sernpéré, 1991; Sernpéré, 1994), y seránabordados en el capítulo. Sedirnentología ".

4. ConclusionesSegún RobertsonResearch (990), los depósitos

turonianos están a menudo ausentes en la cuencaoriental, a pesar de que la transgresión eustáticadel Turoniano inferior coincide con el mayor nivelmarino de los tiempos mesozoicos. Sí este es, elcaso, los; estratos, turonianos del margen peruanose acuñan hacia el Este, en forma de un top-lap

VIVIÁN

AGUA CALIENTE

CHONTA

jBarroisiC6rBS welteri, Tissotia steinmanni,T. foumeli, T. reesideana, T. compressa

?

~BarrOiSiC6rBS haberfellneri, B.allua/dl,Desmophyllites d. ellsworthi,Heterotíssotis lissoni, Peroniceras sp.,TlSSOtía reesideana, T. hedbergi

~Helerotissotia peroni, Eulophoceras sp,

?

TURONIANO

SANl'ONIANO600

CONIAC/ANO:lOO

Fig. 21- Sección fosilífera del río Yana-Yacu,según Ducloz y Rivera (1956)

Nótese la sucesión de amonites desde el Turonianohasta el Santoniano.

Las zonas de Tricolporopollenites S 152 (Müller,1981) y de P. fidelii (Robertson Research, 1990)atribuidas al Coniaciano superior; están presentesen todos los pozos y secciones estudiados. La zonade P. fidelii es considerada como una zona guíaconfiable (Robertson Research, 1990).

En las secciones de la parte occidental de lacuenca (Santiago, Huailaga Norte, Marañón Suroeste), sobre 1<l;S calizas turonianas yacen lutitas ycalizas en bancos delgados que contienen asociaciones de amonites cara.eterizadas por la ocurrenciade Barroisiceras sp., B. haberfellneri - ahora conocida como Porresteria (Harleites) petrocoriensis:Kennedy, 1983; Hancock, 1991 -, Bucbicerasbilabatum, Heterotissotia spp. y Peroniceras spp.(Lísson y Boít, 1942; Kurnmel, 1948; Rosenzweig,1953; Ducloz y Rivera, 1956; Zegarra, 1964: figuras 15, 21 Y 22).

Dicha asociación es conocida en la FormaciónCelendín de los Andes peruanos, datada del Coniaciano por Benavides 0956, zona de Bucbicerasbilobatum; véase también:WJJson, 1963; Reyes, 1980;janjou, 1981; figuras 14, 16, 17 y 18). Mencionemosademás las ocurrencias de Barroisiceras sp. en elPongo de Mainique (Soto 1982), de B. baberfellneri- = Forresteria (Haneues) petrocoriensis) en la Formación Cazaderos (equivalente al Gp CopaSombrero) del Suroeste ecuatoriano (Petersen,1949; Bristow y Hoffstetter, 1977), y dePeroniceras sp. en la Formación Napo superior delOriente ecuatoriano (Tschopp, 1953)..

Porresteria (Harleites) petrocoriensis(= Barroisiceras baberfellneri) es indicador del Coniaciano inferior en Europa (Kennedy, 1983) ymarca el máximo de una transgresión eustática

+- Coilopoceras sp.;C.newelli

I-- c.l~"--'+-_C_oi_lo'--poc_er_as_¡_ess_el_i 1

2.1. BioestratigrafiaLas zonas de Tricolpites y Tricolporites (Müller,

1981) y de 1. enricii (Robertson Research, 1990)atribuidas al Coniaciano inferior (pero posiblemente de edad Turoniano superior) están presentes en todos los pozos y secciones estudiados,excepto en el pozo de Nanay 26x (Noreste de lacuenca Marañón, figura 1).

v - lAS TRANSGRESIONES MARINAS DELSENONIANO

1. PresentaciónSegún Haqet al. (987), el inicio del Senoniano

está marcado por tres transgresiones eustáticas mayores, del Coniaciano basal, Santoniano basal ySantoniano superior respectivamente. Posteriormente, se registran una regresión importante en elSantoniano superior, y dos otras transgresiones(Campaniano inferior) seguidas de una regresiónmayor durante el Campaniano superior.

Sin embargo, en los Andes, la fase peruana quecomienza en el límite' Turoniano-Coniaciano(Iaillard y Sempéré, 1991; jaillard, 1993) y culminaen el Campaniano superior, alteró notablemente lasedimentación del Senonianoinferior (figuras 23 y26). El análisis de las secuencias sedimentarias senonianas en relación con la tectónica y el eustatismo, puede aportar muchas informaciones sobrelos procesos sedimentarios asociados a dicha tectónica (erosiones, lagunas sedimentarias, origendel detritismo, . geometría de los cuerpos sedimentarios, etc.),

2. La transgresión del Coniaciano inferior yla regresión del Coníacíano superior

(figura 20), sellada por los depósitos discordantesde la transgresión del Coniaciano inferior. Esta disposición sugiere la ocurrencia de erosiones posteriores, debidas a la regresión eustática del Turoniano superior, probablemente reforzadas por unlevantamiento coetáneo de origen tectónico. Sinembargo, dicha tectónica es muy discreta en otraspartes del margen.

Por otro lado, las correlaciones litológicas y secuenciales (transgresión del Turoniano inferior,plataforma del Turoniano superior), así como elexamen del rango estratigráfico de los microfósiles, sugieren que la zona de J. enricii, que caraeteriza localmente a las calizas principales de la Formación Chonta, podría ser del Turoniano medio asuperior. Si este es el caso, la zona de P. fidelit sería de edad Coniaciano y no habría lagunaestratigráfica-sedimentaria del Turoniano superior.

Es evidente que se requieren más estudios integrados de macro y micropaleontología para resolver este problema

importante (89 Ma, Haq et al., 1987; Jaillard yArnaud-Vanneau, 1993). Los géneros Barroisicerasy Peroniceras y la especie Bibilobatum Son exclusivamente del Coniaciano, mientras que los géneros Heterotissotia y Tissotia caracterizan respectivamente- al Turoniano superior-Coniaciano y alConiaciano-Santoniano inferior (Kennedy, 1983;Philip et al., 1984; Hancock; 1991). Por lo tanto, dicha asociación de amonites (zona de B.bilobatum), atribuida al Coniaciano inferior por P.Bengtson (in Mouríer et al., 1988} sería estrictamente equivalente a la zona de 1. enricii del Coniaciano del Oriente peruano, tal como definidapor Robertson Research (1990) o, posiblemente, ala zona de P. fidelii.

2.2~ LitoestratigraftaLa extensa repartición de los amonites coniacia

nos demuestra que se trata de una amplia transgresión eustátíca que cubrió la mayor parte del margen, peruano. Por esta razón, es posible que lazona guía de P. fidelü incluya al Coniaciano inferior. Además, el.Coníacíano inferior coincide conun claro cambio litológico (figuras 23 y 24). -

En la. parte occidental de la cuenca oriental yen todos los Andes peruanos, la. transgresión delConiaciano inferior coincide con el fin del depósito de calizas masivas -puras de plataforma marina(Fms Chonta inferior, Cajamarca, ]umasha,Arcurquina y Ayavacas) y el inicio de una sedimentación mayormente arcillosa en ambiente marino en el Norte (Frns Celendín, Chonta superior)y mayormentecontinental en el Sur del.Perú (FrnsChílcane, Moho, Vílquechíco.' Yuncaypata y

Aroifilla), Este cambio resultaría de un evento paleogeográfico y tectónico mayor que correspondeal inicio de la fase: peruana (Iaillard y Sernpéré,1989; jaíllard, 1994; figura 23).

En el Oriente ecuatoriano, la secuencia coniacíana está representada por alternancias de calizasdelgadas con lutítas, conocidas como la .- Caliza -.MI., que yacen sobre la caliza. principal o • Calizas A . Y • M-2 • del Turoniano medio a superior(Bristow y Hoffstetter, 1977, figura 24).

3. La.transgresión del Santoniano inferior yla regresión del Santoniano superior

3.1. BioestratigrafiaEn el Oriente peruano; la zona de D. senonicus

ha sido atribuida al Santoniano inferior (RobertsonResearch, 1990). Esta biozona está, presente en todos los pozos y secciones estudiados, excepto enValencia 41D y quizás en las secciones de los Pon- gos de Manseriche y Tiraco, en donde Müller_(981) no identificó su zona santoniana deZlivisporites spp. Por lo tanto, puede ser considerada como una biozona o. un nivel. guía. Encambio, la zona de T microstriatus, consideradacomo de edad probablemente Santoniano tardío,solo ha sido reconocida en el pozo de La Frontera3X (Robertson Research, 1990), evidenciando unalaguna sedimentaria importante, _ _

En las partes Sur y Oeste de la cuenca Marañónyen la cuenca Huallaga, sobre los nívelesconíacianos yacen lutítas y calizas en bancos delgados, encuya fauna de amonites predominan los géneros

_Tissotia (especialmente T steinmanni), Lenticeras

PANCHITOSFms Viviány Cachiyacu

~ Tíssotía sp.

~.TI~~9.t1,ª.~p, .-(Desmoceratide05' -,

Hauericeras sp., Mammites sp\?Tissotia sp.• T. singewaldl·

.. Buchiceras bilobatum

SILLAY

TURON/ANO

SANTON/ANO

Fms Viviány Cachiyacu

- TlSSotia spp., T. ct, singewaldl- Tíssotiact. roscheni- TlSSotia nov. sp. ,:t-:-J!t'!tj9!!.IJJ~.MlqiL ? ./:1~~~=~~~ri, .Hauericerss sp., -. • ,

,- Heterotissotíaneoceraütes,_ . Coilopocerassp., C. newel/i "'"Peronicef8s ct.mourett.

·CENOMANiANi:j'S·l/:'·'...·.. Tíssotiasp, ;..............•

.;.::aüCi7ice;ss'biiobatiím-Barroisiceras sp., •

Coilopocerss sp. (rodado)

........... _.~~......... \\ \\ \\ \\\

Fíg, 22 - Secciones fosilíferasde la base de Ia.FormaciénChonta.en la cuenca Santiago yla parte suroccidental de la cuenca Marañón, según Zegarra (1964), modificado

(especialmente 1. baltai), con algunos representantes de Desmoceratideos, Desmopbyllites yEulopboceras (Morán y Fyfe, 1933; Lísson y Boit,1942; Kummel, 1948; Rosenzweig, 1953; Ducloz yRivera, 1956; Zegarra, 1964; figuras 15, 21 Y 22).

Dicha asociación es similar a la de la zona deLenticeras baltai de la Formación Celendín de losAndes nor-peruanos (que incluye además especiesde Texanites), atribuida al Santoniano (Benavides,1956; Reyes, 1980). En el Pongo de Rentema, dichaasociación, mencionada por Lísson y Boit (942),Rivera 0949, Í956), Córdova (986) y Mourier .et.

al. (986), fue atribuida más precisamente al Santoniano inferior por P. Bengtson (in Mourier et al.,1988). Arnonítes representativos de esta asociaciónse conocen en los Andes del Perú central (Fm Celendín: Wilson, 1963; Romani, 1982) y la zona. deArequipa (Fm Querque: Vicente, 1981, figura 26)

en donde expresan una transgresión marina pocoprofunda pero muy extensa que se encuentra en lazona del Cuzco (Fm Yuncaypata: Carlotto, 1992;]aillard et al., 1993) y en el Altiplano del Perú (FmVilquechico: Jaillard et al., 1993) Y Bolivia (FmChaucana: Sempéré et al., 1988; Sernpéré, 1994).

Por lo tanto, la transgresión marina que contiene esta asociación de amonites del Santonianoinferior puede, parece; ser correlacionada con lazona de D. senonicus definida por RobertsonResearch (990) en el Oriente peruano, y confirmala atribución estratigráfica de esta última. No aparecen en cambio correlaciones claras con la cartaeustátíca de Haq et al. (987).

3.2. LuoestratigrafiaEn el Oriente peruano, la litología del Santo

niano inferior es comparable a la del Coniaciano.

CONIACIANO

PALEOCENO

MAASTAICH·TlANO

SANTONIANO

I ; > ;1 Evaporitas iITIIl!IT!!llII' F' ó •lllllIlliUllll acres an xicas

E3 Dolomitas E=-::I. Cherts

e Calizas I .o.i:>4 I Brechas

111 Margas : \- : :i~~:jmentariasLutitas I ---¿...I Deslizamientos

Areniscas ! vv I Figuras de emersión

Bl,~61 Conglomeradosl-.---r-I Hard-ground

CAMPANIANO__--r¡¡¡¡¡¡:;;:':I

r~

I11 500I .11

I11

Jo m

AREQU1PA

TURONIANO

CENOMANIANO Int.

¿APTIANOsuperior?

CAMPANIANO medioSANTONIANOCONIACIANO

ALBIANO superior

PAlEOCENO supo

MAASTRICHTIANO

CENOMANIANOmedio

CENOMANIANO supo

ALBIANOmedio

Fig. 23· La sedimentación del Albiano-Maastrichtiano en los-Andes.del Perú y Bolivia,según [aillard y.Sempéré (1991)

El contraste (litología y espesores) entre la serie del Albiano-Turoniano y la del Senoniano (espesor y litología), asícomo la diferencia entre el Norte y el Sur del Perú: (y Bolivia) soninterpretados como el resultado de la fase peruanaprecoz del limite Turoniano-Coniaciano.

Sin embargo, en varias secciones de campo (figuras 15, 21 Y 22), el Santoniano parece ser menoscalcáreo y más lutáceo que los niveles coniacianos.

En el Oriente ecuatoriano, el Santoniano pareceestar mayormente representado por limolitasmarinas arenosas con escasos bancos delgados decalizas, que sobreyacen a las alternancias de calizas y lutitas (Caliza • M-l·) del Coniaciano(Tschopp, 1953; Faucher er al., 1971; Brístow yHoffsterter, 1977: figura; 25).

En los Andes del Norte del PeIÚ, la litología delSantoniano inferior es comparable a la del Coníaciano, y la falta de estudios detallados no permitediferenciar lítológícamente estos niveles de la Formación Celendín. En los Andes del centro delPeIÚ, Romani (1982) y J. lacar (trabajo en curso)

EDADFORMACiÓN

REGISTROGamma-RaV" Sónico

PALEOCENO TENA '1 <MAA5TRICHT7ANOArenisca '''11' ~'.:..'; ..'; ..'.:"¡'.':•.',:....:...,:

JSANTONlANO

bCONIAC/ANO caliza IM1-

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caliza 'M2" ~ I 11Hf?---O Arenlsca.'M2· <:.~...··.f{~·<:~:~~::~~::{::{K

TURON/ANO a... Jt 11 111 ~-< caliza 'A'

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superior '. '. '. '. '. '. '. '.

Arenisca 'U' ............. ... ' ......."". ~~·:·:·...:·:·;::'/·.V:·:·...::·.

Interior ............. ..............CENOMAN/ANO

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caliza 'S' .r F">

....superio< ~4fj¡Jf!.11~*&rArenisca .,.. ~.._:..:.:.:.:-,':..\:..:....:.:.:

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ALB/ANO Interior ........... .' . ..... '

...................:...........................~

Basal Nepa ~ r5?1!:~~:::.~.:}::~~{~{.~~~~{.~.~~.~/::.

<t:::::{~}::::.;~~{:~;:.g:·~~:::\{{·~:~:·t

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~li~~*~~%?tt~*l.~·~i::··:..>···v:::::.'¡·:.v:::.:..·.i:...b·:~~

••••••• • 1\. \. '., \. v- \. \. ~/:1

..I/..~..~~..~~/~~.::.;~;;..~;..~~..~\~/::.;.JURAS/CO ¿SANTIAGO? r............. :":":":"~

Fíg, 24 - Ejemplo de columna sintética de la seriecretácica. del centro del Oriente ecuatoriano

describen un paso gradual de la Formación Celendín a Capas Rojas continentales, que podrian representar en parte al Santoniano superior.

En el Sur del PeIÚ, las lutitas y calizas marinasde la transgresión atribuida. al Santoniano descansan directamente' sobre las lutítas yesíferas del Coniaciano (zona de- Arequipa: Vicente, 1981; ]aillard,1993) o incluyen un nivel basal de areniscas transgresivas (regiones de Puno y Cuzco, y Bolivia). Enambos casos, sobre .ellas. yacen lutítas y lírnolitasrojas continentales finas (Audebaud, 1973; Carlotto,1992; Sempéré et al., 1988; ]aillard et al., 1993).

La importante regresión observada tanto en elcentro como en el Sur del PeIÚ y en Bolivia explica. la ausencia casi general de los estratos delSantoniano superior en el Oriente peruano (zonade T..microstriatus de Robertson Research, 1990).Dicha regresión se debe al descenso eustático delnivel del mar del Santoniano superior (Haq: et al.,1987), posiblemente reforzada por efectos de latectónica peruana (Mégard, 1978; jaillard, 1993).

4, La: transgresión del Campaniano medioy la regresión del Campaniano superior

4.L BioestratigrafiaEn el Oriente peruano, el Campaniano está re-o

presentado por la.zona de Monocolpopollenites sa39Cde'Mü!ler(l981) y/o las zonas de A. reticulatusy C. euribei de Robertsorr Research (990).

La zona de A. reticulatus; .atribuida al Campaniano inferior, ha sido reconocida en todos los pozos estudiados; excepto en los de Cuinico Norte,Yanayacu 26x y quizás Mahuaca 3X del centro de:la cuenca Marañón (Robertson Research, 1990).Esta zona está tambien presente en la cuenca Madre de Dios (Pongo de Mainique y río alto Inambari: Soro, 1982; Tarazona 1992, figura 25) .

La zona de C. euribei del Campaniano superiorestá. generalmente ausente en los pozos de la.cuenca Marañón excepto en Mahuaca 3X. En cambio,estágeneralmente presente. en' los pozos de' la,cuenca Ucayali excepto en La. Frontera 3X(Robertson Research, 1990), reflejando una laguna,estratigráfica debida a una. probable regresión (fi- '.gura. 25). Müller (981) encontró la. zona deM.Sa39C(Campaniano) enIos-Pongosde.Manserícne yTiraco yen el-río Cushabatay.

En los Andes peruanos, la transgresión campaniana solo ha. sido identificada paleontológicamente en el Pongo de Renterna (Mouríer er al.,1988), porla presencia de los amonites Libycocerassp., Manambolitessix, Menabites sp., Pacbydiscussp. juv. y. Submortoniceras sp~ (det, P. Bengtson);los bivalvos Incanopsis acariformis, Peruarcapectunculoides; Piicasulaferryi, y VenieJia d1U~ losgasterópodos CaJliompbalus americanus.. Cryptorhytiscbeyennensts; Strornbus tortugensis; Turritella trilira.

y T. saposa (det, J.-P. Lefranc) y el selacioScbizorbiza aff. stromeri (det. H. Cappetta). El selacio y los moluscos indican el intervalo Campaniano medio-superior a Maastrichtiano inferior,mientras que los amonites indican el Campanianomedio (Mourier et al., 1988). Coabuilites wbitei yPaciceras olssoni del Maastrichtiano, descritos porRivera (956) en el mismo sitio, corresponderíanmás bien a Manambolites sp. y Libycoceras sp.respectivamente (Bengtson in Mourier et al., 1988).

En el Sur del Perú, un delgado nivel delutitasnegras marinas de las formaciones Vilquechico yYuncaypata, que contiene el selacio S. stromeri ylas carofitas Feistiella ooalis y Platycbara perlata(Peck y Reker, 1947; Newell 1949; Kalafatovich,1957; Dávila y Ponce de León, 1971; Marocco,1978; jaíllard et al., 1993) ha sido correlacionadocon la transgresión datada del Campaniano medioen el Pongo de Rentema (Iaillard et al., 1993,1994:figuras 26 y 28). Este nivel es también conocido enBolivia (Sempéré et al., 1987; Sempéré, 1994).

En el Sur de la zona subandina de Ecuador, eltope de la Formación Napa ha sido datado localmente del Campaniano (Faucher et al., 1971). En elresto de la cuenca oriental ecuatoriana, el tope de laFormación Napo se caracteriza por niveles arenosos(Areniscas. M-l.) datados según los lugares delSantoniano o del. Campaniano inferior (figura 24).

Dichas observaciones indican que durante laparte temprana del Campaniano ocurrió una transgresión marina importante. La edad más precisa estaría dacia por los amonites del Pongo de Rentema,pero se requieren más estudios (P. Bengtson, comunicación personal). Por lo tanto, podría tratarsede la transgresión eustática del fin del Campanianoinferior, cerca de 79,5 Ma según Haq et al. (987).

4.2. LitoestratigrafiaEn el Oriente peruano, los depósitos marinos

de la secuencia campaniana comienzan con areniscas (Formación Vivián inferior), siguen con limoliras negras y terminan con limolitas continentales.Sobre ella yacen en discordancia las areniscasmaastrichtianas (Formación Vivián superior), loque indica la ocurrencia de erosiones de ecladCampaniano superior. La misma disposición se observa en el Oriente ecuatoriano.

En el Pongo de Rentema y en el Sur del Pero,las delgadas lutitas marinas negras atribuidas alCampaniano descansan directamente sobre' las .límolitas rojas santonianas y sobre ellas yacen depósitos rojos continentales más o menos finos, cubiertos en discordancia por areniscas del Campaniano terminal-Maastrichtiano (Sur del Pero o Bolivia) o por conglomerados del Paleocenoterminal-Eoceno inferior (Pongo de Renterna).

La litología sugiere una posible correlaciónentre las areniscas de base de las formaciones

Vilquechico y Yuncaypata superior o El Molino yla Formación Vivián s.l. Sin embargo, (1) la bioestratigrafía indica que la parte inferior de la Formación Vivián sería coetánea a la transgresión de laparte superior de' las formaciones Vilquechico yYuncaypata medio, o Chaunaca; y (2) la discontinuidad mayor se encuentra en la base de las formaciones Vivián superior, Vilquechico superior yYuncaypata superior: Por estas razones, correlacionamos la Formación Vivián inferior (areniscas y lutitas sobreyacentes) con la. secuencia campanianade las formaciones Vilquechico y Yuncaypata superior, y la Formación Chaunaca de Bolivia(Sempéré et al., 1987, 1988).

Campaniano:

O Sin afloramientos

E2J Laguna del CBmpanlano

~ Laguna del campanlano superior,

~ Presencia de todo el campanlano'

Fig. 2S - Repartición de-los depósitosdel Campaniano inferior y del Campaniano superior

en el margen peruanoCompárese con la figura 20.

5. Las transgresiones del Maastrlchtianoinferior-medio y la regresióndel Maastrlchtiano superiorLa. secuencia maastrichtiana constituye un nivel

guía a nivel de los Andes centrales, con una sucesióncaracterística y que puede corremacionarse desde elEcuador hasta Bolivia. La base está siempre marcaclapor un nivel arenoso discordante que representa una .consecuencia de la fase peruana mayor del Campaniano superior (Jaillard, 1993, 1994~ Sernpéré, 1994).

La fase peruana mayor del Campaniano superior es responsable, por ejemplo, del sobreescurrimiento de Cincha-Uuta en la zona de Arequipa (Vicente, 1989; jaillard, 1993), de la creaciónde la cuenca muy subsidente de: Capas Rojas deCuzco-Sicuani (Noblet et al., 1987; López y Córdova, 1988; jaíllard et al., 1993: figura 26), de laemersión definitiva de los Andes peruanos y de lalaguna sedimentaria del Campaníano superior enla mayor parte del margen, de la aparición de detritismo grueso en varias zonas, de: la transgresiónde los conglomerados Sandino en las cuencas deTalara y de la discordancia de los conglomeradosTablones en la cuenca de Lancones (ver síntesis enjalllard, 1993, 1994; Sempéré, 1994).

5.1. BtoestratigrafiaEn el Oriente peruano, el Maastrichtiano está

representado por las zonas pallnológicas deGabonisporites (Fms Cachiyacu y Huchpayacu) yA. senegalensis (Fm Casa Blanca) de Müller (981)y de A. spinosus y G. oigourouxi de RobertsonResearch (990), siendo la última-probablementeuna zona de facies más que unabiozona.estratígráfica. Dichas biozonas son de,' edad Maastrichtianoinferior (Robertson Research,' 1990). Gutiérrez(1982) definió dos biozonas basándose en, carofiras: las de R. roili y F. gildemeisteri que caracterizan a la Formación Huchpayacu.

Müller(981) identificó la zona de Gabonisporitesen las secciones de los Pongos de Manseriche y deTiraco y en el río Cushabatay.

Gutiérrez (982) encontró las zonas de R. rolliy F. gildemeisteri en las cuencas Huallaga, Marañón (Fyfe, 1962) y Ucayali (Koch y Blissenbach;1962). Sin embargo, tienden' a desaparecer en- laparte Este de las cuencas Marañón, Huallaga yUcayali y más al Sur en lis CUencas Ene y Madrede Dios (excepto en el Pongo de Coñec y en Nusíníscate, Gutiérrez 1982).

La zona inferior de A. spinosus,'consíderadacomo una biozona guía confiable, ha sido identificada en todos los 'pozos y secciones estudiados(incluso en Madre de Dios), excepto en Nanay 26xy Tangarana 4X del Noreste de la cuenca Marañón,y Aguaytia 3X y La Frontera 3X de la cuenca Ucayali (Robertson Research, 1990). La zona superiorde G. vigourouxi en cambio solo ha sido reconocida en los pozos Aguaytia 3X, Chapuli IX, JíbaroIX y Cuinico Norte y en la sección del Río Cushabatay. Sin embargo, esta ausencia parece deberseya sea a que los niveles son estériles (Charnbíra123X, Mahuaca 3X y Cashiboya 29X), o a que nohan sido _estudiados (Ungumayo IX, Tangarana4X, Nanay 26x,.Oxapampa 7-1). En cambio, en elPongo de Mainique (cuenca Madre de Dios), el Paleoceno parece, descansar directamente sobre elMaastrichtiano inferior (Soto, 1982).

En los Andes peruanos, el Maastrichtiano estátodavía mal datado. En el Pongo de Rentema, losarnonites maastrichtianos de Rivera (1956) hansido reconsiderados y atribuidos luego al Campaniano (Bengtson in Mourier et al., 1988). Sin embargo, el Maastrichtiano podría existir bajo la

NE

CHTIANO

MAASTRI-

TURONIANO

CONJACIANO

$ANTONIANO

-<:~=--""""r+1CAMPANIANO

CUENCA ORIENTAL

VILCUECHICO

:\ . ~~Muñari I ¡¡¡roí EOCENO

-.h"MI-t-" ,'@< ' !'ALE~EN~

@Il Amonitas

~ Foraminíferoa

§ Peces, selacioa

00 carotitas'

~ Dinosaurios

~ Paleocorrientes- '

~ Conglomerados

sw DLutitas• Calizas

~Areniscas

CUENCA OCCIDENTAL

CARUMAS

.F Jah abcde:~~ ~~'11 '

Fig;26 • La sedimentación senoniana del Surdel Perú; segün-Iáillard (1993)La grano-credencía-vertícal, y-de Oeste a EStede los depósitos expresa la-actividad tectónica creciente en el tiempo ysu progresión hacia el Este. Nótese la importancia de-la díscontinuidadrdelCampaníano superior, resultado de la fase' .peruana mayor.

r¡¡¡

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I

100

C 8 9 F. gildemeisteriUZ, P: grambastii

Om

Ni1,2' Feistiella ova/is

50

QP 38 Nite/lopsis suprap/ana'QP 37 Nitellopsissuprap/ana

QP 41 Nitellopsissuprap/anaQP 40- Nite/Jopsis suprap/ana

Cuz 7 F. gildemeisteri. P. grambastiix Puq 1,2 F. ovalis; P. perlata

~~g QP 34 Nitellopsissuf:'rap/ana.~ Lamprothammum sp.

cuzco

..,=~~x? ------------l

x x

Mega-

CHILCA

secuencia

Formación

e'O

C,)

a3 1" secuencia

E x2'

~ Mega--O secuencia

probable > >U. >'

> >X

>

estos niveles, Jaillard et al. (1994) definieron unazona de carofitas caracterizada por Feistiellagildemeisteri y Platycbara grambastii, generalmente asociadas con Amblyocbara peruuiana, quese correlaciona con las zonas de, R. ro//i y F.gildemeisteri de Gutiérrez (1982) - figuras 27 y 28).

En Bolivia, la sucesión sedimentaria de la Formación El Molino es' similar (Gayet et al., 1991;

_., Jaillard et al., 1993; Gayet er al., 1993). Una-datación radiométrica indica unaedad del Maastrichtiano inferior en niveles .equívalentes a.la parte inferior de la: Formación Cachiyacu (Marshall. ySempéré, comunicación personal).

r>I Yesol2.2J

Ostras

Vi 18 Selacio,Aetinopterygiano

, Vi 38 Actinoptetygiano , ,

Vi 35 SelacioscJerorlJynchid80 < 31

r- Mega-,secuencia

Vi 32 Actinopterygian <o.. Fm

Trazas de dinosaurios >-Yuncaypata

supenor

Vi Z7'P/atychara periata' < 1" secuencia-Vi 26 Moluscosmarinos O

Vi 24 Amblyochara sp..Vi 22 F. ovalis,Peckisphaera sp. Z xVi 21 Feistiella ovaJis ::> 2"secuencia

>- 21 '

Mega"secuencia

~ ~Ó Feistiella gildemeísteriVi 49 P/atycharB grambasti/Vi 47 ActlnopteryglanoVi 43 Feistle/Ia gildemeísteri

-Vi 41 Selacio -,-------1

VILQUECHICO

D Margay Lutita

t:U{~ Conglomerado..~.

lera

1"

2"

3"

2"Secuencia

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l'Megasecuenci

FmVilquechicoinferior

....o',=ala.:lfI),

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Formación MUÑANI

GrupoCOTACUCHO

11I Caliza

1~1l&1~1 Arenisca

Fig.27 - Estratigrafía y sedimento1ogíadel Grupo Vilquechico (zona de Puno) y de la FormadónYuncaypata(zona del Cuzco) del Sur del Perú (según Jaillard et al., 1994)

Las Fms Vílquechíco inferior (¿Coniaciano?) y medio (Santoníano-Campaníano) se correlacionan con la Fm Chontasuperior. La Fm Vilquechicosuperior (¿Campaniano superior? y Maastrichtiano) es equivalente a las FmsVivián, Cachiyacu,Huchpayacu y Casa Blanca.La FmChi1ca(paleoceno) es equivalente a la Fm Yahuarango de-la serie oriental.

forma de un nivel delgado con selacios y caroficas(Mourier et al. 1988: figura 30).

En los Andes del Sur del Perú, los Grupos o Formadones Vilquechico, Yuncaypata, Hanchipacha,Moho, etc. comprenden una unidad sedimentariasuperior de lutitas -abigarradas bien reconocibles.En la parte inferior de esta unidad, una transgresióndepositó estratos marinos que contienen carofitas,selacios, moluscos y dinosaurios deedad maastrichtiana (Grarnbast et al., 1967; Dávila y Poncede _León, 1971; Carlotto, 1992; Jaillard et al., 1993:figura 27), y está correladonada con la transgresíón.de la Formación Cachiyacu (Iaillard et al., 1993). En

SUR DELPERÚNORT,E: ESTE DEL PERÚ BOLIVIA AsociacionesPERU de carofltas

EOCENO FmMUÑANl ? ? ? I r---:?--- s"''' .. Ms8d18rle/1B-

FmCHILCA I ca ~ • l. U' .... N. suprap/8I1BPALEOCENO ~¡8ca .• 11 ca e!

F. CCI8tBta- .caSp/l86rochara '

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SANTONIANO s .Q)~"l: ~ '& ~ .Q a: Ola.: -e:; ~OI a..~-~-

CONIACtANO Q, l' Megasec. F ~o..:O . . u.;

Fig. 28 - Síntesis de-la ocurrencia de las principales especies de carofitas en el Senoniano y Paleó geno delmargen peruano, y propuesta de una biozonaci6n, según [aillard et al. (1994)

En resumen, la base de la secuencia se caracteriza, en todas las zonas orientales del-margen; poruna transgresión eustática mayor que se puede correlacionar con la transgresión del Maastrichtianoinferior de -la (zona de 'lanceolata, 73,5 Ma, segúnHaq et al., 1987).

5.2. LitoestratigrafiaEn el Oriente peruano, la secuencia maastrich

tiana incluye cuatro formaciones.La Formación Vívlán superior está constituida

por areniscas gruesas discordantes sobre la Formación Chonta. superior ola Formaciónn Vivián inferior. Es equivalente a las, areniscas de base de laformaciones Vilquechico superior Qaillard et al.,1993: figura 27), Yuncaypata superior (Carlotto,1992) y El Molino (Sernpéré et al., 1988). Es probablemente equivalente a las areniscas . M-l· de laparte somital de ia Formación Napo y Basal.Tenadel Maastrichtiano del Ecuador (Faucher et al.,1971; Brístow y Hoffstetter, 1977: figura 24).

La Formación Cachiyacu, caracterizada por lutitas y calizas negras marinas, es un buen nivel guía,correladonable con niveles de litología y ambientesimilares a los de las formaciones Vilquechico superior, Yuncaypata superior del Sur del Perú (basede la segunda secuencia, figura 27), El Molino(Bolivia) y Tena (Ecuador, figura 24).

La Formación Huchpayacu, caracterizada por lirnolítas rojas continentales, constituye la parte regresiva de la. transgresión maastrichtiana (tope dela segunda secuencia de la Fm Vilquechico superior, figura 27).

La Formación Casa Blanca, constituida por

areniscas blancas, solo es. conocida localmente:(Huallaga Este, Ucayali Este, Sicuani). Representael término más regresivo de la secuencia y puedeestar ausente ya sea por emersión o por erosión,especialmente en las zonas más occidentales de lacuenca oríental.. Es difícil correlacionarla con lasformaciones del Sur del Perú o de Bolivia, ya queocurre allí una nueva transgresión (tercera secuencia de la Fm Vilquechico superior, figura 27).

6. Conclusiones .La serie senoníana del margen peruano. se ca

racteriza por cuatro transgresiones marinas mayores de edad Coniaciano inferior, Santoníano inferior, Campaniano • medío . y Maastrichtiano inferior, restringidas a la cuenca oriental o a las partesorientales de los Andes peruanos, pero muy extensas en estas zonas. Cada transgresión está seguida.de regresiones importantes que. dieron lugar a .lagunas sedimentarias y/o erosiones, reflejadas porla ausencia de las asociaciones paleontológicas correspondientes y por dicordancias entre las secuencias.Estas transgresiones constituyen niveles guía y dieron lugar al depósito de secuencias sedimentariasgeneralmente bien individualizadas. Estas secuencias comienzan a menudo con depósitos arenosos(Santoniano inferior del Sureste del Perú, Campaniano • rnedío . del Norte de la cuenca Marañóny del Ecuador, Maastrichtiano inferior en toda lazona excepto en la zona subandina ecuatoriana)cuyo medio de depósito, significación y geometríaserá importante estudiar, ya que constituyenimportantes reservorios en la cuenca oriental.

VI - LOS crcios DEL PALEóGENO

1. PresentaciónDurante el Paleoceno superior, e! Eoceno supe

rior y el Oligoceno superior, ocurrieron importantes eventos tectónicos en e! margen andino (fasesInca 1 y 2, Y fase Aymara.. Marocco el al... 1987;Sébrier et al., 1988; Noble et. al., 1990; Benítez etal., 1993;]aillard, 1994, por ejemplo). Dichos eventos provocaron una regresión, levantamientos yerosiones en la mayor parte del margen. Por lotanto, e! Paleoceno superior o el Eoceno descansan a menudo directamente sobre el Maastrichtiano. Sin embargo, la naturaleza continental de losdepósitos rojos paleocenos impide dataciones precisas como para determinar la edad e importanciade las lagunas sedimentarias.

2. El ciclo Paleoceno

2.1. En el Oriente peruanoEn e! Oriente, el ciclo paleoceno está represen",

tado por las formaciones Yahuarango (Kumrnel,1948) y Sol (Koch y Blissenbach, 1962), constituidas por una serie de lutítas, límolitas rojas continentales, localmente con yeso. Por lo tanto, constituyen una zona palinológicamente estéril, ya quelos eventuales palinomorfos fueron destruidos poroxidación (Robertson Research, 1990). Descansanen concordancia sobre los depósitos maastríchtíanos y es generalmente dificil reconocerlas conbase en registros eléctricos.

El Paleoceno corresponde a las zonas sucesivasde carofitas de Sphaerocbara spp. (asociadas conPorocbara gildemeisteri costata (ahora Feistiellacostata), y de N supraplana, asociada conKosmogyra monolifera (ahora conocida comoMaedleriella monolifera), Peckicbara spp. yHarrisicbara spp. de Gutiérrez 0975, 1982).

En e! Sur de Europa; e! género Spbaerocbara esconocido desde e! Campaniano superior hasta e!Paleoceno (Babinot et al., 1983;' Feist y Freytet,1983; Feist y Colombo, 1983; Philip et al., 1984; figura 29); En Bolivia, Sempéré (comunicación personal) y Gayet et al. (993) identificaron unacuarta secuencia al tope de la Formación El' Molino, que atribuyeron al Paleoceno basal. Esta secuencia podría corresponder a la zona deSpbaerocbara spp. de Gutiérrez (982); En carn- bío, Koch y Blissenbach (962) atribuyen al Cretáceo terrninalla zona deF costata de la FormaciónSol inferior (equivalente a la zona de Spbaerocbaraspp. de Gutiérrez 1982), ya que observan uncambio drástico de la' rnicroflora entre sus:zonas deF. costata (Cretáceo terminal) y' N. supraplana(Terciario basal). En este caso, el límite Cretáceo- •Terciario estaría ubicado por encima de la zona deSpbaerocbara spp. La falta de evidencias claras

nos lleva a atribuir provisionalmente la zona deSpbaerocbara spp. al Paleoceno inferior, deacuerdo con Gutiérrez (982).

GÉNEROS YESPECIES DE

CAROFITAS' 's.Sl

• U) ci~ c.c.. ~ ...... C.·<lI~ci:Jl· <lI; ~ e,ª: g.,j e' .. lI) g.~ l¡j

PISOS ~'S~'~ l¡¡'~ i-<lI; ~j ~~<-l :12 .!!l ~ ~ ~ ~ 'ti ~ ~ ~ESTRATI- .Q, ~ 'i ss lI) ~ e a e; 8. ~GRÁFICOS ~ «' ~ ~ ~ ~ ~ C1. ~ ~ ¡f ~ ~

supoPALEOCENO

Int.

supoMAASTRICHT.

int.,-,

supoCAMPANIANO

int.

SANTONJANO

Fig. 29 - Rango estratigráfico de algunos géneros yespecies de carofitas encontrados en el Cretáceo'

superior y Paleoceno del Sur de Europa(según Babinot et al., 1983; Feist y Freytet, 1983;

Feist y Colombo, 1983; Philip et al., 1984)

Los géneros Harrisicbara y Peceicbara son conacidos desde el Campaniano hasta e! Paleoceno; elgénero Maedlerieüa caracteriza al intervaloMaastríchtíano-Eoceno medio tardío; el géneroNitellopsis solo aparece a partir de! límite CretáceoTerciario vN. supraplana es indicador del Paleoceno(Babinot eral., 1983; Feist y Colombo¡ 1983; Philipet al., 1984: figura 29). Por lo' tanto, la zona de N.supraplanaes seguramente de! Paleoceno.

2.2. Comparación con regiones vecinasEn los Andes, el ciclo paleoceno está muy mal

datado, excepto en ciertos lugares.En el Sur del Perú, está representado por la

FormaciónChilca (Audebaud, 1973). En Cuzco, ccrrnienza con una secuencia de limolitas, areniscas yconglomerados' continentales con restos de vertebrados, y sigue- con una secuencia grano y estratocreciente, de- ambiente lacustre en la base' yfluviátil al tope (Cariorto, 1992; ]aillard et al., 1993:figura 27). Ambas secuencias contienen abundantes N. supraplana; lo que permite atribuirlas al' Pa- 'leoceno y correlacionarlas con la biozona homónima- de- Gutiérrez ' (982). La presencia" deLamprotbamnium sp. en la secuencia inferior sugiere un ambiente salobre-y la proxirnidadde! mar(Jaillard et al., 1994). En Sicuani, la Formación

Fig. 30 - Sección de.Ia serie del Cretáceo superiorTerciario de la zona de Bagua,

según Mourier et al (1988) YNaeser et al. (1991)

3.1. El ciclo Eoceno inferiorEn el Oriente peruano, el ciclo Eoceno inferior

está representado, por la. Formación Pozo, que'comprende' un nivel basal grueso (Basal.Pozo), unhorizontede Imitas y calizas: marinas: o salobres; y .limolitas. rojas continentales: Era considerada

Hacia el lado Oeste de la cuenca oriental, una.laguna de la parte inferior, y localmente de todo elciclo Paleoceno (Renterna, Oeste del Ecuador),comprobada por los· datos estratigráficos' y .sedi..mentológicos, se debe a fenómenos tectónicos ligados.a.la, fase tectónica del Paleoceno superiorEoceno basal;

superior

MIOCENOInterior

MIOCENO

PUOCENO

OUGOCENO

superior

CAMPANIANO

SANTONIANO

CONIAClANO

500

Om·

12.4..1.6

1II- s.e.. l.l

Mbo Interior,

Mbo·superior

Fm

m

FmCELENOIN'

SAMBIMERA·

FmRENTEMA

Fm'SANANTONIO

CUATERNARIO

FmTAMBOAAPA

3. El ciclo EocenoEn el.cíclo del Eoceno predominan importantes.

transgresiones eustátícas, y está enmarcado por.loseventos tectónicos del Paleoceno superior-Eocenobasal{fase Inca 1, 57-S4Ma) y del Eoceno superior(fase mayor Inca 2,. 42~38 Ma, Mégard,. 1984; Sébrier etal., 1988; jaíllard, 1994). Por lo tanto, empieza a menudo con conglomerados gruesos. seguidos de dos: secuencias constituidas. por depósitos marinos, salobres o lacustres, sobre los queyacen capas rojas contínentales.

2.3. ConclusionesLa base del • ciclo Paleoceno • (zona de

Spbaerocbara spp. de Gutiérrez 1982), considerada. en: el presente trabajo como del Paleocenoinferior, pertenecería todavía al Cretáceo terminal,según' Koch y Blissenbach 0962, zona de F.costata). Su parte superior es indudablemente delPaleoceno (¿tardío?).

Este ciclo parece estar completo solo en el centro de la: cuenca orientaL Sin embargo, una lagunaestratigráfica entra: las zonas de Spbaerocbara spp,y N. supraplana es sugerida al menos .localmentepor- el: cambio drástico de' la mícroflora. y' por: la'presencia, en la-de la cuenca Ucayali, de un nivelrico en caolinita (Fm.Sol-Z) que se podríainterpretar como un: paleosuelo (?J.

Chilca corresponde a una espesa serie de límolítasrojas finas (Audebaud, 1973). En Bolivia, la Formación Santa Lucía comienza con limolítas rojas quepasan gradualmente a yesos o areniscas (Sernpéré,1994). Contiene una rica fauna de vertebrados delPaleoceno inferior a medio (Tíuparnpa, Gayet etal., 1991; de Muizon, 1991).

En estas zonas, la ausencia aparente de la biozona de Spbaerocbara spp. sugiere una laguna sedimentaria del Maastrichtiano terminal y/o del Paleoceno inferior. Sin embargo, se necesitan más estudios de las' carofitas paleocenas y/o más datadones radiométricas para comprobar dicha hipótesis.

La faja Oeste de la. cuenca oriental presenta amenudo una laguna sedimentaria de todo, o de lamayor parte del Paleoceno. Esta laguna puede deberse a un levantamiento tectónico de edad Paleoceno, y/o a erosiones ligadas a la fase tectónica delPaleoceno superior-Eoceno basal (Marocco et al.,1987; Noble et al., 1990; Benítez., et al., 1993;]aillard, 1994; Sempéré, 1994). En la zona de Puno,sobre la Formación Vilquechico superior yacen enconcordancia algunos metros de limolitas púrpurasatribuidas a la Formación Chilca y luego los conglomerados .. eocenos de la Formación Muñani(Jaillard et al., 1993: figuras 26 y 27). En Rentema,sobre la Formación Fundo el Triunfo rnaastríchtiana yacen en leve dicordancia angular los conglomerados de la Formación Rentema (Mourier et al.,1988), datados, mediante trazas de fisión, del límitePaleoceno-Eoceno (Naeseret al., 1991:figura 30).

En la zona subandina de Ecuador;la FormaciónTiyuyacu del Paleoceno superior-Eoceno inferior(Faucher et al., 1971) descansa directamente, endiscordancia, sobre la.Formación Tena maastrichtiana (Faucher et: al., 1971; Bristow y Hoffstetter,1977). Eh el Norte del Oriente ecuatoriano, la Formación Tuyuyacu; datada del Eoceno inferior, descansa en discordancia sobre solo 50 metros. de arcillas y areniscas rojas. atribuidas, al Paleoceno(Benítez et al., 1993: figura 31).

Fíg, 31 - Estratigrafía del Palógeno de laparte norte del Oriente ecuatoriano,

según Benítez et al. (1993)

inferior

EOCENOmedio

asuperior

EOCENO

MIOCENO

OLIGOCENO

.PALEOCENO?

Toba·::lÜ-c>::l>-~

Eu.

FmCHALCANA

FmTENA

En los Andes peruanos," los datos bíoestratígráficos no son 10; suficientemente detallados como'para reconocer los depósitos correspondíentes.. En·Bagua, el Eoceno. superior está marcado: por una.laguna sedimentaria (figura 29).

En el Norte del Oriente ecuatoriano, Benítez etal. (993) evidenciaron una transgresión de edadEoceno medio' a superior. (Fm: Orteguaza. inferior;figura 31), por la presencia.: de los foraminíferosHaplopbragmoides aff desertorium;..H. cbilenum.vTrocbammina teasi,y los pólenes Retitricolporites .guianensis.v- Verrucatususmensis:

Se la puede correlacionar' tentatívamente: con

una zona de Yerrucatosporites usmensis de edadEoceno superior, que correlacionaron equivocadamente con la Formación Pozo. En 1990, identificaron la zona de S. undulatus, del Eoceno medioa superior, localmente de medio marino marginala salobre (centro-Norte de la cuenca Marañón).Probablemente corresponde a la zona superior delEoceno (ostrácodos y pequeños gasterópodos) definida por Gutíérrez (1982).

3.2. El ciclo Eoceno medio-superiorEl ciclo Eoceno medio-superior ha sido puesto

en evidencia recientemente. En el. Oriente: peruano, Robertson Research (1981) identificaron

anteriormente como oligocena (Williams, 1949;Gutiérrez, 1975; Seminario y Guizado: 1976), perofue atribuida al Eoceno superior por RobertsonResearch (1981, zona de Yerrucatosporuesusrnensis) y al Eoceno por Aliaga (1981). Corresponde probablemente a la zona inferior deAmmobaculites "P" (con Haplopbragmoides spp.,Trocbammina spp. y ostrácodos) de Gutiérrez(982) identificada en la cuenca Marañón y elNorte de la cuenca Ucayali. Robertson Research(990) la dataron del Eoceno inferior (zona de F.perforatus). La 'zona de F. perforatuscontiene fósiles de medio marino marginal a salobre en la partecentral a oriental de la cuenca Marañón y en laparte Norte de la cuenca Ucayali.

En todos los Andes, la base de la secuencia eocénica (Eoceno inferior o Paleoceno superior ?)

está representado por conglomerados gruesos, sobre los que yacen a menudo depósitos lacustres.En la zona de Bagua, la Formación Renterna.Iequívalente a las areniscas Basal Pozo) ha. sido atribuida, mediante una toba datada por trazas de fisión, del Paleoceno superior-Eoceno inferior'(54 ± 6 Ma, Naeser et al., 1991, figura 30). La parteinferior de la Formación Sambimera sobreyacente;correlacionada con la Formación Pozo: depositadaen ambiente lacustre (figura 30); contiene las carofitas Maedleriella sp.,· N. supraplana y •. Cbarastrobilocarpa " que' indican una edad no másreciente que el Eoceno medio (Mourier et al.,1988; Naeser et al., 1991).

En Bolivia, sobre la Formación Santa Lucia yacen en discordancia las areniscas conglomeráticasde la Formación Caraya, que incluye una intercalación lacustre en su tercio inferior (Sernpéré, 1994),probablemente equivalente a los niveles salobres dela Formación Pozo. Dichas unidades' han sido.'datadas, por vertebrados del piso Casarnayoríano, deedad Eoceno inferior (Marshall y Sempéré, 199,,1).

En el Oriente ecuatoriano, la Formación Tiyuyacu, discordante, comprende conglomerados basales y lirnolítas rojas .. Contiene los pólenesMonoporites annuloides; M. ioerensis y el foraminífero Globanomaiina sp. (Norte de la zona; subandina, Faucher et al., 1971), así como los foraminíferos Ammobaculites spp., Haplopbragmoidescbilenum, H. d. walteri y Rzehakina sp. (Norte de .la cuenca oriental, Benítez et al., 1993), que indicanel Eoceno inferior y un ambiente. de depósito marino a salobre (figura 31). Se correlaciona con laFormación Pozo. Podría corresponder a la transgresión eustática del Eoceno inferior (Ypresiano,52,S Ma, según Haq et al., 1987).

las transgresiones del inicio del Eoceno medio (Lutetíano, 48 y 45,5 Ma, Haq et al. 1987).

3.3. ConclusiónEl ciclo Eoceno comprende dos secuencias.Las areniscas o areniscas conglomeráticas Basal

Pozo pueden correlacionarse con las de la base delciclo Eoceno de los Andes y pueden ser atribuidasal Paleoceno terminal o Eoceno basal. Representanuna consecuencia de la fase tectónica Inca 1 delPaleoceno superior-Eoceno basal, lo que explicatambién la discordancia de base y las erosiones dela secuencia paleocena. Las lutitas y calizas marinas a salobres sobreyacentes de la Formación Pozocoinciden con una transgresión marina del Eocenoinferior (Faucher et al., 1971; Robertson Research,1990; Benítez er al., 1993).' ,

Una nueva transgresión, datada del Eocenomedio-superior (Robertson Research, 1990; Benítezet al., 1993); puede atribuirse al Lutetíano, yaque enesa época ocurren transgresiones eustátícas importantes, anteriores a los eventos tectónicos del Eoceno superior. Esa transgresión; todavía poco documentada, parece ser un poco más restringida ymenor que la anterior. Es desconocida en los Andes:

4. El ciclo Oligoceno-En el Oriente peruano, el Oligoceno indiferen

ciado está 'representado por la zona de C.dorogensis(Robertson Research, 1990) que corresponde' a la Formación Chambira (Kumrnel, 1948),constituida por lutitas, margas, yeso, y areniscas enmenor Cantidad. Kumrnel (1948) menciona, gasterópodos y' bivalvos- del Oligoceno superiorMioceno inferior, pero sin precisar su posición estratigráfica, Seminario y Guizado (1976) y Gutié·rrez (1982) mencionan numerosas- caroñtas (entrelas cuales' T.' ucayalensis princtpatts), ostrácodos,restos-de' peces y conchas, y atribuyen la Formación Chambira al Mioceno.

En los Andes peruanos; los depósitos oligocenos son generalmente·conglomerados·gruesos.mal.

CAPITULO IVSíntesis estratígráfíca.yconclusiones

r . SINTESIS ESTRATIGRÁFICA

El análisís crítico y la síntesis de los.datos estratigráficosy de: las .biozonas establecidas por Müller(1981) y Robertson Research (1990) en el Orienteperuano; así. como su comparación con los datosestratigráficos de' regiones vecinas permitió conflrmar; precisar; o a veces modificar las edades de las

datados, como los del Grupo Puno, datado mediante carofítas (Chanove et al. 1969).

Son mejor conocidos en las cuencas de antearco (Macharé et al., 1986; Ballesteros et al., 1988).En las cuencas on-shore, sobre·una unidad inferior(¿Eoceno superior?) yacen en discordancia ya seadepósitos parcialmente marinos atribuidos al Oligoceno superior-Mioceno inferior (cuenca Moquegua: Marocco et al., 1985), o francamente marinos;datados mediante diatomeas (cuenca de Pisco:Macharé et al., 1988; Sébríer et al., 1988).

En el Oriente ecuatoriano. la Formación Orteguaza(o Chalcana), constituida por lutitas con Iímolítasy areniscas, fue-atríbuída al Oligoceno por la presenda de Ammobaculues spp., Haplopbragmoidesspp. y Trocbammina spp. (. fauna de AmmobaculuesA .: Tschopp, 1953; Faucher et al" 1971;. Bristow yHoffstetter; 19m. En· el Norte del otiente: ecuatoriano; Benítez-et: al, (1993, figura 31) mencionan; altope de la formación, foraminíferos planctónícos.(Globorotalia mayeri, G. opima nana), foraminíferosbentónicos (Ammobacutues sp., Discaminoides sp.,Trcchamrninaasagaensisy y' pólenes (C. dorogensis;Momipites· a.fricanus) que indican juntos' una edad.Oligoceno superior y' unr.medío marino marginalhasta manglar. Este resultado constituye la primera:mención de una transgresión marina de edad oligocénica en la cuenca oriental' de los Andes .centrales.

En Bolivia, la Formación- Petaca, depositada: enambiente continental, correspondería al Oligocenosuperior-Mioceno medio (Marshall er al., 1993).

En conclusión; la:mayoría de los datos apoyanuna edad Oligoceno superior: hasta Mioceno inferior, para la transgresión marina que puede' correlacionarse' con. los: depósitos dei.la. zona, de C.dorogensis.. Si ese es; el. caso, es: probable: que'exista una, laguna sedimentaria: mayor de edad.Eoceno superior-parte' inferior del Oligoceno superior entre las' formaciones Pozo y' Chambira, de-bida a.los efectosde la fase tectónica. incaica mayor del Eoceno superior y de' la fase Aymara delOligoceno superior (Sébrieret al.,.1988)._

bíozonas y formaciones correspondientes. Además,permitió poner en evidencia (1) varios niveles guía..'que representan máximos de' transgresión eustáticay constituyen; por lo tanto; líneas, de tiempo(aunque gruesas); (2) varias lagunas sedimentariasque' coinciden generalmente con regresioneseustáticas, posiblemente reforzadas por levantamientos tectónicos. Por lo tanto, entre una-lagunasedimentaria y un máximo de transgresión, existennecesariamente discontinuidades importantes.

Estos elementos permiten defínírsecuencías dedepósito, tal como las establecidas por Vail et al.

(1987), Haq et al (1987) o Van Wagoner et al.(1988), que analizaremos utilizando los conceptosy el método de Homewood et al. (1992).

1. Las secuencías« neocomíanas »

Pudimos definir: (1) la discontinuidad de basede la Formación Cushabatay, atribuida al límiteBerriasiano-Valanginiano; (2) un máximo de transgresión de edad Valanginiano medio a superior;(3) un máximo de transgresión de edad Aptianoinferior. El límite superior de la secuencia. Neocorníana • está constituido por la transgresión de lazona de P. oaldtoiae del Albiano inferior.

El Valangíníano (zona de D. etruscus; figura 32)solo existe en la parte Oeste de la cuenca; el Aptianoinferior (zona de A- operculatus) puede descansar directamente sobre las rocas pre-cretádcas (centro-Estede la cuenca) y es probable que la misma disposidónse observe más al Este con la transgresión albiana,evidendando~ una disposidón en ~4ap a: granescala, determinada por las transgresiones eustáticas.

Por lo tanto, con el conocimiento actual de. la.estratigrafía, podemos definír por lo menos dos ·secuencias mayores de depósito, pudiendo las areniscas basales del Valanginiano inferior representar una tercera secuencia.

2. Lamegasecuencla aIbiana y la regresióndel Cenomaníano inferiorPudimos establecer que la secuencia de trans

gresión de la zonade·P. oaldioiae; en donde estápresente, constituye una línea de. tiempo cuya basetiene una edad cercana al límite Aptiano-Albianoffi~ra3~. .

La .laguna estratigráfica casi generalisada del Albiano inferior a medio (zona de-E. jardinei; figura 30)expresa un hiato sedímentarío que puede' probablemente correlacionarse. con la superficie. endurecida(bard-ground) submarina (?) observable en los Andes, al tope: de las formadones Inca y Paríahuanca.

El máximo de transgresión del. Albiano medio'es un buen. nivel guía, síncrono, calibrado. poramonites y pólenes (zona de S. bargboornii; flgura 30). Corresponde probablemente a los máximos de transgresión eustática del Albiano medio.

Después de depósitos marinos del Albianosuperior (zona de E.protensus), ocurre una regresiónque provoca la progradadón hacia el Oeste.del deltaoriental (Frn Agua. Caliente). La. mayor parte de lacuenca oriental emerge duranre el Cenomanianoinferior, provocando una laguna estratigráfica mayor(zona de Ai.jardinus; figura 30). Esta regresión fueprobablemente acentuada por los-eventos tectónicos,coetáneos de la fase Mochica.

3. La megasecuencia del Cenomaníanomedio-TuronianoLa gran transgresión del Cenomaniano medio

favorece el depósito de las areniscas deltaicas (FmAgua Caliente, zona de E. pseudoelasziñ. Unanueva transgresión, asociada con condensacionesposiblemente debidas a una gran regresión eustática (Haq et al., 1987), provoca el depósito y posiblemente la erosión del Cenomaniano superior (laguna pardal de la zona de G. dioersus; figura 30).

Estos pulsos transgresivos culminan con latransgresión mayor del Turoniano inferior (zonade G. crassipoli; según Robenson Research, 1990,figura 32), En los Andes, esta transgresión está seguida del depósito de. un cuerpo calcáreo de altonivel, de edad Turoniano medio a superior(Iaíllard et Amaud-Vanneau, 1993).

La ausencia generalizada de estos depósitos enla cuenca oriental (Robertson Research, 1990, fIgura 32) puede ser interpretada de' dos maneras.Ya sea la atribución cronoestratigráfica al Ceniaciano inferior de la zona de J. enricii por Robert- .son Research (1990) tiene que ser revisada, o bienocurrió un evento tectónico importante en el Turoniano superior (fase Peruana precoz de ]aillard1993, 1994), que' provocó. la laguna sedimentariadel Turoniano superior por falta de depósito o erosiones posteriores.

4. Las secuencias senoníanasEl Senoniano se caracteriza por cuatro transgre

siones marinas mayores que dan lugar al depósitode cuatro secuencias sedimentarias bien' definidas,

La primera, secuencia está constituida por latransgresión mayor del Coniaciano inferior (zona.de L enricii; según Robenson Research, 1990,figura 32), seguida de una. regresión en el Coniaciano superior (Haq et. al., 1987). Sin embargo,Robenson Research (990) determina. como zonaguía la zona de P.fideli~ de edad Coniaciano superior (figura 32), lo que plantea el problema de laatribución estratigráfica de las zonas. coniacianasde esos autores (1990).

La transgresión marina del Santoniano inferior(zona de-D. senonicus; figura 32) está seguida. deuna transgresión importante del Santoniano superior, expresada por la laguna general del Santoniano superior (zona de T. microstriatus.. figura 32), probablemente acentuada por efectos dela fase tectónica Peruana.

La transgresión del Campaniano inferior (zonade A. reticulatus) sería del Campaniano • medio •según Mouríer et al. (1988), y se termina con la regresión del Campaniano' superior, (zona de C.euribei, figura 32). La laguna sedimentaria y la discordancia del tope de esta secuencia se deben a lafase Peruana mayor' del Campaniano superior"(Iaíllard, 1993, 1994).·

La transgresión mayor del Maastrichtiano inferior (zona de A. spinosus; figura. 32) es conocida entodas las zonas orientales del margen andino. La

parte regresiva de esta secuencia (zona de G.oigourouxi), de ambiente continental, está a menudo ausente o es estéril (figura 32).

5. Las secuencias paleógenasAl menos tres secuencias pueden ser distingui

das en la evolución paleógena del margen peruano.

El ciclo paleoceno, ínregramente continental(zonas sucesivas de Spbaerocbara spp. y N.supraplana de Gutiérrez 1982, figura 32), podríaincluir dos secuencias separadas por una lagunasedimentaria. Un episodio lacustre en la base de lasegunda.constituiría un nivel guía.

La transgresión del. Eoceno inferior (zona de F.

SECCIONESY POZOS

ESTUDIADOS

PISOS

ESTRATI-GRÁFICOS

ZONASPALlNOLÓGICAS

Plio-Pleistoceno C.annulatus

MiocenoC. vanraadshooveni

Oligoceno C.dorogensis

EocenoS. undulatusF. perforatus

Paleoceno . Sphaero-N. suprap.

MaastrichtianoG. vigourouxiA spinosus

CampanianoC. euribeiA retieulatus

SantonianoT.mierostriatusD.senonieus

ConiacianoP. fideliil. enrieii

Turoniano

Cenomaniano

Albiano

Aptiano

¿Barremiano?Hauterivianovalanqiniano

G. erassipoliG. diversus

E.pseudoklasziiAjardinusE.protensus .S. barghoorniiE. jardineiP. valdiviaeE. tumulus .A opereulatusA spinulosus

D. etruseus

MARAÑ N UCAYAU M.deDIOS

~ ausente 11· marino D continental o no muestreo

Fig. 32 - Repartición de los niveles datados por pólenes (o amonites), medios sedimentarios y. ubicación de las Iagunas sedimentarias en la cuenca oriental

Se h adoptado la atribución al Coniaciano de la zona de 1. enricii por Robertson Research (990).

perforatus, figura 32) está marcada por areniscasderivadas de la fase tectónica Inca 1. Consiste endepósitos generalmente salobres, conocidos en varias zonas del margen.

La transgresión (o las transgresiones) del Eoceno medio-superior (zona de S. undulatus, figura 32) es probablemente de edad Lutetiano. Noes conocida en los Andes peruanos. Está seguidade depósitos continentales, interrumpidos por lafase tectónica mayor Inca 2 del Eoceno superior(en realidad -Bartoniano-Priaboniano inferior,]aillard et al., 1994), que provoca lagunas sedimentarias y erosiones en todo el margen.

La secuencia del Oligoceno superior probable(zona de C. dorogensis) corresponde a una nuevatransgresión eustática, menos marcada que las anteriores. Si se confirma esta edad, se comprobaríala existencia de una laguna sedimentaria mayor,deedad parte del Eoceno superior-Oligoceno inféríory medio. .

H - CARTA CRONO-ESTRATIGRAFICA

La definición de las secuencias de depósito, de'los niveles sincrónicos y de las lagunas sedírnen-.tarias a gran escala permite establecer. una cartacrono-estratigráfica (véase. Vail et al., 1987).

1. Presentación deja carta crono-estratigráficaUna carta crono-estratigráfica tiene como escala

vertical, no los espesores, sino el tiempo. Por lotanto, la carta no describe la geometría exacta delos sedimentos, sino que constituye un. calendariode los eventos deposicíonales.. .

La escala horizontal ~s una sección. transversalidealizada de la cuenca, es decir que eliminaremos.todas las particularidades regionales (topografía,movimientos. tectónicos' locales), para. establecerurr- modelo »estraugráflco basado en los datosbioy lito-estratigráficos; válida en sus grandes rasgosen cualquier parte de la cuenca.

Para el establecimiento de la carta cronoestratigráfica de 'la cuenca Marañón (que se puedeconstruir a cualquier escala), las hipótesis de baseson las siguientes: (1) los niveles sincrónicos sonlos máximos de transgresión; (2) las lagunas sedimentarias pueden' representar ya sea regresionesasociadas con períodos sin depósitos ni erosión, oniveles de condensación ligados a períodos transgresívos; (3) el substrato de la cuenca es llano ybuza regularmente hacia el Oeste.

Una carta crono-estratigráfíca permite visualizarla edad de los cuerpos transgresivos o regresivos,ubicar las lagunas sedimentarias y las zonas deerosión (que permiten tener una idea sobre el origen del material detrítico), y establecer la .disposición de los cuerpos. sedimentarios (on-lap, toplap, etc). Por lo tanto, permite predecir con buenas

probabilidades de acierto el tipo de sucesión litológica, de contactos, y de litología que se podráencontrar en cualquier parte de la cuenca, sabiendo, sin embargo, que pueden ocurrir variaciones locales. Estas variaciones observadas entre lacarta crono-estratigráfica y la realidad (correlaciones de pozos por ejemplo) se deben a factores locales, tales como levantamientos, erosiones, accídentes topográficos, etc., y su análisis aportará informaciones sobre la evolución tectónica de lacuenca (capítulo .Sedimentología o).

Para el establecimiento de la carta cronoestratigráfica de la cuenca Marañón, se adoptaronlas atribuciones estratigráficas propuestas en lasdiscusiones del capítulo anterior, y se mantuvo laatribución al Coniaciano inferior de la zona de J.enrien por RobertsonResearch (1990, figura 32).

2. Propuesta de una carta-croestratígráflcaLa carta crono-estratigráfíca propuesta (fi

gura 33) pone de manifiesto varios rasgos generales importantes de la evolución sedimentaria de lacuenca oriental.

2.1. Elon-lap y las transgresiones delCretáceo inferiory medio.

La transgresión marina del Cretáceo • medio • ysuperior provoca un on-lap a gran escala de losdepósitos de la cuenca, en dirección del Este, queinvolucra a los depósitos del intervalo AptíanoConiaciano. Durante este intervalo, la ubicación delos depósitos más marinos no cambia, manteniéndose-la cuenca abierta hacia el Oeste (figura 33).Sin embargo, este on-lap es muy discontinuo, yocurre en cinco grandes etapas: Aptiano inferior,Albiano inferior, Albiano medio, Cenornanianomedio y Coniaciano inferior, que son todas épocasde transgresiones eustáticas mayores (Haq et al.,1987). Por lo tanto, la evolución sedimentaria de lacuenca está controlada principalmente por el eustatismo. Una consecuencia es que, en los bordesde la cuenca, es probable que existan discordancias de los depósitos· Albianos, Cenomanianos, yConiacianos sobre las rocas pre-cretácicas.

2.2. La e agradacíón.» del Senoniano-PaleógenoA partir del Coníaciano, se observan varios

cambios.En primer lugar; en el Santoniano superior, Cam

paniano superior, probablemente en el Paleocenomedio y superior, y finalmente en el Eoceno superiorOligoceno inferior, ocurren lagunas sedimentariascasi generales, que separan secuencias bien individualizadas, subrayadas por cuerpos arenosos..

. En segundo lugar, a partir del Campaniano superior, en.el borde occidental de la,cuenca, se producen lagunas sedimentarias cada vez más importantes, lo que provoca la migración del sitio de

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Fig,33. Carta crono-estratigráfica general del Cretáceo-Paleógeno de la cuenca Marañón (Oriente'

peruano) basada en los datos de Robertson Research (1990)Nótese el on-lap a gran escala hacia e! Este de los depósitos hasta e! Coniaciano inferior, la migración delos depósitos marinos o salobres hacia e! Este con el tiempo, la coincidencia de las lagunas sedimentariascon las fases tectónicas andinas precoces, y e! levantamiento andino a partir de! Campaniano superior queprovoca erosiones al:Oeste y la inversión de la ubicación de las áreas fuente;

depósito mayormente marino (o salobre) hacia elEste, primero rápidamente durante el Senonianosuperior, y luego más lentamente, hasta ubicarseentre los ríos Tigre y Pastaza en el Eoceno.

Estos fenómenos se deben al inicio de la tectónica andina, a partir del límite TuronianoConiaciano (fase Peruana precoz de ]aillard y Sempéré, 1991; ]aillard, 1993, 1994). Esta actividad tectónica tiene dos resultados.

Primeramente, la deformación compresiva de lacuenca occidental provoca el engrosamiento y ellevantamiento de los paleo-Andes, que induce (1)emersiones y erosiones cada vez: más pronunciadas en el borde occidental de la cuenca, (2) elabastecimiento de material detrítico desde el Oeste(Pozo basal por ejemplo), y (3) el inicio de la subsidencia por flexión, de tipo ante-país (Sernpéré,1994), que provoca el hundimiento y estrecha-miento de la cuenca. .

En segundo término, la tectónica provoca unadisminución de la subsidencia en el margen andino, que ir.duce, a su vez, lagunas sedimentariasimportantes durante los períodos de regresión eustátíca (Iaillard, 1993). Posteriormente, cuando subenuevamente el nivel eustático, el mar inunda lospaleo-relieves y puede modelar el material de lasuperficie emergida, pudiendo dar. lugar al depósito de areniscas transgresivas, como lo pueden serlas areniscas de la Formación Vivián.

2.3. Lagunas sedimentarias y fases tectónicasCabe anotar la concordancia entre las fases tec

tónicas reconocidas en los Andes peruanos(Jaillard, 1993, 1994), Y las lagunas sedimentariasobservadas en la cuenca oriental.

La laguna del Cenomaniano inferior, que seubica en la base o dentro de la Formación AguaCaliente, es coetánea a la fase Mochica (Albianosupenor-Cenomaniano inferior), responsable de laclausura de la cuenca Casma de la costa peruana.

La laguna del Turoniano superior, determinadapor Robertson Research (990), a pesar de requerirconfirmación bioestratigráfica,' podría deberse a unlevantamiento a gran escala de parte de la cuenca,provocado por la fase Peruana precoz del Turoniano superior-Coniacíano basal.

La laguna del Campaniano superior es coetáneaa la fase Peruana mayor; que provoca, en el Surdel Perú, deformaciones compresivas, sobreescurrimientos y la creación de la cuenca de lasCapas Rojas de Cuzco, por ejemplo.

La laguna del Paleoceno superior es coetánea ala.fase tectónica Incaica precoz (Inca 1), responsable de plegamientos y discordancias en los Andesnor-peruanos, y de acreción de terrenos de naturalezaoceánica en la Costa sur del Ecuador (jaillardet al., 1994).

Finalmente, la fase Incaica mayor del Eoceno

superior, provocó muy probablemente erosiones ydiscordancias en la cuenca oriental peruana (figura 33).

3.4. ConclusiónEn la cuenca oriental se observa el paso pro

gresivo desde un regírnen sedimentario mayormente controlado por las variaciones eustátícas delnivel del mar (Cretáceo inferior-medio), caracterizado por una disposición en on-lap a gran escala,hasta un regimen controlado por fenómenos tectónicos, marcado por el incremento del detritisrno,por lagunas sedimentarias o erosiones, y por modificaciones en el regimen de la subsidencia.

El análisis de dichos fenómenos será el objetivode la memoria- Sedimentología • del presente convenio.

ID - RECOMENDAOONES

Los problemas estratigráficos mayores que presenta todavía la cuenca oriental y que merecen estudios bioestratigráficos adicionales son los siguientes:

1. la edad exacta de la zona de D. etruscus, quehemos atribuido al Valanginiano;

2. la edad exacta de la zona de P. ualdioiae, cuyosequivalentes en los.Andes fueron atríbuídos ya seaal Aptiano terminal o al Albiano basal;

3. la amplitud y el significado de la laguna estratigráfica del Albiano inferior a medio (zona de E.jardinein

4. la atribución crono-estratígráfica exacta de lasbiozonas de G. crassipo/i, l. enricii y P. fidelii, cuya atribución actual plantea el problema mayor dela laguna sedimentaria generalizada del Turonianosuperior, y de la expresión sedimentaria de latransgresión mayor a escala regional del· Coníaciano inferior (zona de l. enricii. o de ¿P.fideUí?)

5. es conveniente confírmr que los depósitos marinos de la zona de A. reticulatus corresponden ala transgresión datada del Campaniano medio porlos amonites de la zona de Bagua;

6. argumentos sedimentológicos y tectónicos hacen sospechar la existencia de lagunas sedimentarias importantes en la base, medio y tope de lasecuencia paleocena, sin embargo; en el estado actual del conocimiento bio-estratigráfico de estasunidades, todavía es imposible confirmarlo;

7. la transgresión marina expresada por la zona deS. undulatus, atribuida al Eoceno medio-superior,

parece corresponder a las transgresiones marinasdel Lutetiano (parte inferior del Eoceno medio);

8. siendo el Oligoceno una época de laguna sedimentaria generalizada, sería importante precisar laedad de la zona de C. dorogensis; en el Norte dela cuenca oriental de Ecuador, depósitos marinoscomparables, que contienen C. dorogensis y foramíníferos planctónicos fueron datados del Oligoceno tardío (Benítez et al., 1993).

"

Para los puntos 1, 2, 4 Y 5, recomendamos llevar a cabo muestreos detallados de secciones fosilíferas seleccionadas, con el fin de estudiar conjuntamente los arnonítes, moluscos, palinomorfos, nanofósiles calcáreos y foraminíferos. Este tipo de

estudio de bio-estratigrafía integrada parece constituir el mejor método para precisar el rango estratigráfico de las zonas palinol6gicas y de las especies endémicas. En caso de tal estudio, el ORSTOMpuede comprometerse a que los macrofósilesseanestudiados por destacados especialistas europeos.

Un trabajo comparable. tendría que contemplarse para los puntos 6, 7 Y8. Sin embargo, en es-·tos casos; la ausencia o escasez de fósiles marinoshacen imposible un estudio integrado. Los instrumentos más confiables son los pólenes, las carofitasy las dataciones radiométricas de tobas bien preservadas, ínterestratificadas en los sedimentos, si esque se encuentran. En caso de tal estudio, elORSTOM puede comprometerse a hacer estudiar lascarofitas y datar radiométricamente algunas tobas.

,;

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SUBSIDENCIA TECTÓNICA DURANTE EL TERCIARIOEN lA CUENCA MARAÑÓN

Carlos Contreras

depositado en un ambiente continental de tipo lacustrino a fluvial con un alto grado de oxidación;con base en ello, su paleobatimetria sería aproximadamente de 30 m (promedio) sobre el nivel marino.

1. INTRODUCCIÓNEl presente informe ha sido desarrollado en el

marco del convenio de cooperación técnica entrePetróleos del Perú S.A. (PETROPERÚ S.A.)y el 11IStitut Francais de Recbercbe Sctentifique pour le Déueloppement en Coopération (ORSTOM) y tienecomo objetivos la reinterpretación estratigráfica,sedimentológica y tectónica de la cuenca orientalperuana; estos trabajos derivarán en una síntesisgeológica actualizada que permitirá ¡ PETROPERÚdeterminar riuevas áreas, métodos y objetivos deprospección petrolera.

El principal objetivo del presente informe escuantificar y analizar la subsidencia de las formaciones terciarias de la cuenca Marañón.

El método de trabajo utilizado consistió en el ingreso inicial de datos de registro sónico vs. profundidad, litología, densidad, eustatismo, paleobatimetría, edad, topes y bases- de cada. formación terciaria por cada pozo seleccionado en la cuenca Marañón, en el programa informático BACK, lo quepermitió determinar datos.de subsidencia tectónica ytasa sedimentaria, los mismos que. serán analizados..

La mayoría de los datos obtenidos provienende la tesis redactada por. el autor del presente documento, que es parte del convenio mencionado..

120

1_".,11 'GIl

Su promedio eustático global es de 150 m y cerrrespondería a los ciclos.Tejas Alo2 a Tejas AZ.1,en los. cuales no se observan cambios drásticos,excepto a- partir deL ciclo Tejas A1.4 en donde seregistra una regresión global de casi 50 m; paraluego continuar con una mayor de casi 100 ro menos en el Tejas AZ.lo

Los estudios rnicropaleontológicos de Kehrer ecal. (980) determinan una. discordancia dentro dela secuencíaüa cual podría corresponder al levedescenso del nivel a inicios del ciclo TejasA1.3 oel mencionado ene! TejasAl.é). y:otra en el tope'(supuestamente la Tejas; AZ.1), Se le asigna a esta

2. ALCANCES ESTRATIGRÁFICOSA continuación, se mencionarán algunas carac

terísticas estratigráficas de las formaciones terciarias en. la cuenca Marañón (figura. 1) que fueronutilizadas como datos de entrada en el programaBACK y que- han sido- necesarias para determinarla· subsidencia, _y ello con' base en la informaciónde. pozos petroleros seleccionados (figura 2). Losciclos eustáticos a mencionarse- corresponden aHaq et al. (987) y aparecen en la figura 3 conjuntamente con la crono-estratígraña de la zona,

Fm YahuarangoEsta formación, constituida principalmente de:

lodo litas abigarradas con predominio de color rojoy púrpura, intercaladas con.Iimolitas y areniscas,contiene abundante anhidrita nodular, escasa piritay muy ocasionalmente carbón bituminoso..Su espesor aumenta hacia.el Oeste.de.Zü m a lo200m.

Aparentemente, esta. formación se habría-

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Fig. 2 • Ubicación de los pozos estudiados en la cuenca Marañón (Nororiente peruano)

formación una edad Paleocena (Daniano medio aThanetiano medio) comprendida entre los 65 y56 Ma aproximadamente.

Desafortunadamente, no existen muchos datossobre la discordancia que se presenta después dela Fm Yahuarango, pero podemos inferir que podría corresponder en primer término al descensoeustático mencionado a inicios del Tejas Al.1 por.su gran amplitud, o en segundo término, a las quese inician al final del mismo ciclo; se ha optado poresta segunda hipótesis ya que se trata de las últimasregresiones antes de la depositación de la Fm Pozo.

Fm Pozo (inferior o basal)Está constituida de arenisca cuarzosa gris a

blanca, de grano fino a grueso con matriz blancaargilítica, en. parte conglomerática y ocasionalmente tufácea.

Aumenta de espesor regionalmente hacia elOeste y yace en discordancia sobre la Fm Yahuarango. Es de ambiente marino somero (deltaíco),es decir un promedio de O m de paleobatimetría.

Su promedio eustático es de 210 m y corresponde a los ciclosTejasAl.2 al Tejas AZA. Muestra.una interdigitación de subida y descenso menoresde nivel marino, pero que en promedio indica el

inicio de una transgresión (término general de lascurvas eustáticas).

Se le- atribuye una edadPaleoceno terminal aEoceno inferior (Thanetiano superior aYpresianoinferior, específicamente. 55 a 53 Ma).

Fm Pozo (superior)Está formada por lutitas gris verdosas, marro

nes, carbonosas, limolíticas, fisioles; que' no soncalcáreas, conpresencia de glauconita, foraminíferos, moluscos, ostrácodos.

Aparentemente se depositó en' un ambientemarino a lacustrino; su paleobatimetría es de -10 mSu promedio eustático es de 210 m y se' ha depositado durante los ciclos Tejas A2.5 a Tejas A3.6. Sepuede observar en el término específico de las curvas eustáticas que existe una alternancia inmediatade transgresiones y regresiones pero que en promedio (término general) registran un máximotransgresívo durante el ciclo Tejas A2.6 para luegoiniciar la regresión mayor.

Se le asigna una edad Eoceno inferior a medio(Ypresiano medio a Bartoníano inferior, 53 a40 Ma aproximadamente).

Es después del depósito de la Fm Pozo cuandose registra la gran discordancia terciaria que estaría

comprendida entre los ciclos Tejas A4.1 y Tejas Bl.2;específlcarnente, queda registrada por las grandesregresiones produddas durante los dclos Tejas A4.1a Tejas A4.3 que marcan un descenso de casi 120 mcon respecto a la Fm Pozo y también a los ciclos TejasBU al Tejas B1.3 que marcan una diferenda con laformadón Pozo de 220 m. En la cuenca Marañón, losdepósitos que supuestamente se asentaron durante laelevadón registrada por el término espeófico en el

ciclo Tejas A4.4 podrían haber sido erosionados porla segunda regresión mendonada. '

Luego se iniciaría un ascenso que pondría fin aeste acontecimiento global; con base en lo mendonado, su duración estaría comprendida entre los40 a 27 Ma (Bartoniano superior a Chatiano medio).

Fm ChambiraEstá constituida generalmente por lodolitas

CRONO·, CICLO,SEUSTATISMO TÉRMINO GENERAL -

TIEMPO , EUSTATISMO TÉRMINO ESPECIACO -

ESTRATIGRAFIA FORMACIONES EUSTA·· PALEOBATIMETRíA -Ma ESTANDAR TICOS 250 200 150 100 50 O ·50I I I I I I I

a. PUE CORRIENTES,.

3.9 \ ,O PIACENZANO 3.8 X -e::::

05. -. ,l ZANCLEANO M• 1.4MESSIANO

.. , en 3.3, ----MARANON .- ,

3.2 ,~TORTONIANO

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Fig. 3 - Crono-estratigrafía y variación eustátíca global vs. paleobatimetríaTerciario, Cuaternario. cuenca Marañón

abigarradas, rojas, con algunas intercalaciones deareniscas de grano flno con presencia de anhidrita,pirita, carbón, carofltas y ostrácodos en su partemedia a inferior. Se determinan también lentes deyeso y halíta,

Su espesor aumenta gradualmente de Este aOeste (800-1.600 m). Es de ambiente continentalcon abundante oxidación y tiene un promedio de:paleobatimetría de' 20 m.

Eustáticamente, registra una media de 100 m ycorresponde a los ciclos Tejas B1.3 a Tejas B2.1. Eltérmino generalde la curva eustátíca empieza. a registrar un ascenso del nivel marino a finales deldepósito de esta formación.

Se le asigna una edad de depósito comprendida entre el Chatiano superior y el Burdigalianoinferior, 27 a. 18 Ma aproximadamente.

FmPebasEstá formada por una secuencia lutácea bien

fosilífera de color gris y verde claro, arcillítas grises, arenisca blanca; Iírnolítas, calizas y margas.Contiene también carbón, pirita, glauconita, abundantes gasterópodos y fragmentos de fósiles.

Esta formación se depositó en un ambiente lacustríno, Su paleobatimetría es de -5'm.

Su nivel eustático promedio es de 135 m (un'aumento de 35 m con respecto a la Fm Chambira)y está comprendido entre los ciclos Tejas B2.2 yTejas B2.5; en término general, registra un máximotransgresivo pero específicamente, hay alternancias de pequeñas transgresiones y regresiones condiferencias de 90 m que deben ser tomadas encuenta en los análisis de estratigrafía secuencial; es··a partir de esta formación donde se inicia un grandescenso en el 'eustatísmo promedio.

Se le asigna una edad Burdigaliano superior aSerravaliano inferior, 18 a 13 Ma aproximadamente.

FmMarañónEstá constituida por lodo Utas, limolítas rojas

moteadas e intercalaciones de conglomerados yarenas piritosas; en la parte media superior; hay intercalaciones de arena fina y media con margas ycalizas, existiendo anhidrita y yeso.

Su ambiente es continental fluvial, con una media en su paleobatimetría de 50 m.

Eustáticamente, tiene- un promedio de 50 mcomprendido entre los ciclos Tejas B2.5 y' TejasB3.8; como se ha mencionado, en el término general se inicia una regresión; pero en el términoespecífico se registra una.gran regresión de 200 maproximadamente con respecto a la última formación, presentándose algunas alternancias con· pequeñas transgresiones. Casi al final del depósito seregistra un gran ascenso eustático de aproximadamente 150 m con respecto a la mayor regresión(ciclo Tejas B3.1 con -50 m de eustatísmo). Esta'

transgresión está registrada en el Tejas B3.4 comomáximo y bien podría corresponder a los depósitos calizos mencionados anteriormente. Luego,nuevamente, se inicia la regresión promedio en e! .término específico de. las curvas eustáticas. Suedad parece estar comprendida entre el Serravaliana superior y el Piacenzano superior (fln delTerciario), 13 a 12 Ma.

Fm CorrientesSe tornará en cuenta esta formación ya que va

rios estudios sitúan su inicio durante el Pliocenosuperior, pero su desarrollo neto es durante elCuaternario.

Está compuesta de arenas gruesas y medias congranos inequigranulares de rocas ígneas, cuarzo y,en menor proporción, de mica-esquistos acompañados de ilmenita y jaspe; hacia la base aparecenintercalaciones delgadas de lodolitas verdosas yalgo de marga; también hay restos de plantas piritizadas y conglomerados.

De ambiente fluvial su paleobatimetria promediosería de 100 m, ya que para los cálculos estadísticosespecíficos se tomó en cuenta la altura sobre elnivel de! mar de la superficie en el pozo perforado.

Teóricamente, eleustatismo es una medida quese toma con respecto al nivel actual y en este caso,por ser la última formación, tiene un promedio deO m Está regida por los ciclos Tejas B3.9 y TejasB3.10.

3. SUBSIDENCIA TECfÓNICA

3.1. Curvas de subsidenda tectónicaUn gráfico muy importante que se obtiene des

pués de haber procesado los datos, son las curvas .desubsidenda tectónica por pozo y a través de todas las formaciones; con estas curvas podemos determinar en qué tiempo hubo mayor o menor incidencia' de la subsidencia, levantamientos o hundimientos de la placa y a partir de ellos, realizar lainterpretación de la paleodinámica de la cuenca.

Es así como, a través de los cortes Este-Oeste queaparecen en 'la:figura 2, se elaboraron las curvas desubsidencia tectónica de los pozos que la conforman,las cuales mostraran los resultados a detallarse.

Si hacemos una comparación del conjunto decurvas entre los 6 cortes, se notará que en promedio se registra una disminución de la profundidadde la subsidencia en los pozos que se encuentranmás al Sur. Ahora bien, si revisamos cada pozo encada sección, se observará que las mayores profundidades de subsídencía están en los pozos quese encuentran al Oeste-de la' cuenca en relación alos cortes mostrados; en base a esto, se deduce

" que la mayor incidencia de los eventos tectónicosse evidencian en los pozos ubicados mayormenteal Noroeste de la cuenca.

En el corte nlll (figura 4), se puede observarclaramente cómo disminuye la profundidad de lascurvas a medida que se avanza. hacia el Este. Enpromedio, se registra un hundimiento de la Fm Yahuarango que se hace más evidente en el pozoChapulí IX; para luego continuar con una atenuación durante la depositación de la Fm Pozo y registrar después el mayor levantamiento terciarioque sería de igual magnitud para todos los pozosdel corte (inclusive de la cuenca). Esto traeríacomo consecuencia el depósito del material erosionado durante la Fm Chambira que provoca ungran hundimiento de todo lo que está debajo deél. Este hundimiento es mucho mayor en el pozoHuasaga IX. Luego se atenúa un tanto durante eldepósito de las Fms Pebas y Marañón. En el casodel depósito de la Fm Corrientes, se observará quehay pozos que registran leves hundimientos yotros indican levantamientos (como es el caso delos pozos Chapulí IX, Tambo IX, Jíbaro IX). Estose analizará más adelante. por el momento, soloindicaremos. que, en su mayoría, 'estos pozos seencuentran al borde de la cuenca.

En el corte nll 2 (figura S) se mantiene el promedio de subsidencia positiva del primer corte enrelación al pozo que está más al Oeste, como es elcaso del Sungachi 2X que registra la mayor incidencia de la Fm Yahuarango al igual que el-Chapulí IX. Como característica principal muestra elmayor hundimiento durante la Fm Charnbira después del levantamiento -post-Pozo, con una breveatenuación durante la Fm Pebas y el reinicio deesta incidencia para culminar con el levantamientodurante la Fm Corrientes. El pozo Valencia 2SXdifiere en cuanto a la subsidencia positiva de la FmYahuarango, para luego registrar similares características de incidencia que el Sungachi 2X pero auna profundidad menor, variando sólo despuésdel depósito de la Fm Pebas, Sin embargo, si biense registra el levantamiento cuaternario, la profundidad de la subsidencia de este último pozo esmenor a la de: los registrados en el corte nll 1.

En el corte; nll 3 (figura 6), es notorio en todoslos pozos que la incidencia del hundimiento semantiene para las Frns Yahuarango y Pozo y ya noes muy diferenciada como en los dos cortes anteriores. El levantamiento es similar y el hundimiento de la Fm Chambira como siempre es mayoral Oeste (pozo Mahuaca 3X) atenuándose gradualmente hasta registrar un levantamiento menor enlos pozos Pavayacu 3X, Bolognesi 62X y Tigrillo3X. Es en este último en donde se registra curiosamente una gran subsidencia positiva durante el depósito de la Fm Marañón; esto podría deberse a al_oguna estructura local. Fuera de ello, se registra unadisminución promedio de las profundidades desubsidencia con respecto a los anteriores cortes.

En el corte nll 4 (figura 7), nuevamente se

conserva casi la misma pendiente para las Frns.Yahuarango y Pozo, pero esta vez menos incidente que en el anterior corte. Disminuye el hundimiento de la formación Chambira, conservándose el levantamiento y aumentando ligeramentela subsidencia positiva durante las formacionesposteriores con referencia al corte. nll 3; nuevamente, el promedio de profundidad disminuye conrespecto a los anteriores cortes.

En el corte nll S (figura 8), es más notoria la disminución en la pendiente de la subsidencia positiva de las Fms Yahuarango y Pozo. Se conserva ellevantamiento y disminuye en algo aunque siguesiendo profundo el hundimimiento de la FmChambira atenuándose en la Fm Pebas y un pocomás en las formaciones siguientes. Se destacaclaramente la similitud de las curvas de los pozosShanusi 2X y Loreto IX. Se presenta; además unadiferencia entre las Fms Yahuarango y Pozo, ambas con mayor Incidencia que los otros dos pozosmás hacia el Este, pero lo que es bastante notorioes el poco hundimiento mostrado después del levantamiento que ubica a una profundidad menora los dos pozos localizados al Este del corte. Estopuede deberse a una estructura local ya sea por separado o conjuntamente en estos pozos, y posiblemente al hecho de que hayan estado activos alproducirse el depósito de la-Frn Chambira.

En el caso del corte nll 6 (figura 9), la disminución promedio de la profundidad de subsidencia

- es más notoria con respecto a los demás cortes; elhundimiento es casi el mismo para las Fms Yahuarango y Pozo, el levantamiento se mantiene comolo fue para todos los pozos de la cuenca y el hundimiento de la Fm Chambira se atenúa con respecto a los demás cortes pero es más incidente enel pozo La Frontera 3X. Existen levantamientos durante la Fm Corrientes en los pozos La Frontera 3Xy Tapiche 2X.

En la figura 10, se puede apreciar un modelorepresentativo de las curvas de subsidencia tectónica para la cuenca Marañón a partir del Terciario;inicialmente, existe un pequeño levantamiento correspondiente a la discordancia post-cretácica quedio fin al mismo; luego, el depósito de la Fm Yahuarango da lugar a hundimientos que son másprofundos al Noroeste de la cuenca llegando a sercasi similares a la Fm Pozo en el Sur y Sureste.Luego de la Fm Yahuarango, existe una discordancia determinada por la ausencia de flora y fauna yeustáticamente, lo cual nos indicaría un evento,pero como se aprecia en la curva, no indica un levantamiento de la placa sino un hundimiento.Aparentemente, esto implicaría una contradicciónpero se trata seguramente de una discordanciaproducida por eustatísmo (baja el nivel marino sinque se haya producido levantamiento del continente).

Fig. 5 - Curvas de subsldencia tect6nica - Corte n!l 2Fig. 4 - Curvas dé subsidencia tectónica - Corte n!ll

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tectónica están representadas conjuntamente con latasa sedimentaria que es el promedio de la velocidadde depósito de los sedimentos de cada una de lasformaciones, ello a manera de- comparación ya que,'anteriormente, algunos estudios consideraban a esavelocidad como la de subsidencia.

Subsídencia tectónicaTasa sedimerrtariaLevantamientos

.Inicialmente, .se tiene un levantamiento correspondiente a la discordancia post-cretácica con unpromedio de - 0.05 cmll.OOO años ·10 que, lógicamente no produce tasa sedimentaria ya que es unaerosión; luego,' se tiene el depósito de la Fm Yahuarango con un. promedio. de subsidencia de3.1 cm/l.OOO años; se inicia con una tasa sedimentaria alta (4 crn/l.OOO' años). causada posiblementepor la erosión' mencionada anteriormente, En la figura .12, se aprecia que los mayores hundimientosestán al Oeste y Noroeste principalmente con unaprofundidad muy importante; hacia el Este y SurSureste se puede apreciar que disminuyen notablemente, lo cual fue corroborado por las curvas desubsidencia tectónica.

Luego tenemos la. discordancia post-Yahuarango- que, al igual que las curvas de su bsidencia,nos muestra un promedio de subsidencia positivade. 1 an/l.OOO años (no hay levantamiento), sin tasasedimentaria ya que es una erosión por eustatismo.

En el caso de la parte inferior de la Fm Pozo,el promedio de subsidencia tectónica es de0.9 cm/l.OOO años, pero la tasa sedimentaria esmayor (2.8 cmll.OOO años), tal vez producida porla erosión anterior> Observemos que prácticamente la subsidencia se mantiene. En la figura 13se aprecia que los hundimientos se concentrancasi en la parte central de la cuenca pero con una

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3.2. Mapas de subsidencia tectónicaUna manera de cuantificar la subsidenda tectó

nica es midiéndola. en centímetros. por 1.000 años(an/1000 años) ya sea para los hundimientos (positivos) o levantamientos (negativos). Como es de suponer, a lo largo de toda la cuenca, la subsidenciano es la misma para una· sola formación, pero síaproximadamente similar, y ello debido a que, endeterminados lugares, hay mayor incidencia. de loseventos tectónicos, mayor depósito de sedimentos,estructuras activas, etc.. Es así como se presentan enprimer término un promedio de las tasas desubsidencia tectónica (figura 11) y los mapas delmísrno término para apreciar la variación que seproduce en toda la cuenca. Las tasas de subsídencía

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Fig. 10 - Curva de subsidencia tectónica promediopara la cuenca Marañón'

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Después, el depósito de la Fm Pozo daría lugara un hundimiento menos profundo que en el casode la anterior Formación, pero como se mencionóanteriormente, esta disminuye hacia los cortes delSur y se iguala en pendiente con la Fm Yahuarango.

Es allí en donde, seguidamente, se produce ellevantamiento más notorio del Terciario, el cual semantiene con la misma. intensidad en toda lacuenca; esto produciría una gran erosión que proporcionaría material para el.: depósito de' la FmCharnbíra, la cual tiene una subsídencia positivamuy pronunciada. a. lo largo de toda la. cuenca yque es mucho mayor en los pozos-al Noroeste dela misma. Luego se' produce' una atenuación durante la Fm Pozo para nuevamente incidir en mayor medida durante la Fm Marañón; es en la Fm

. Corrientes en donde se registra un menorhundimiento y en algunos casos levantamientosque serán detallados más adelante.

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UBICACIÓN

Fig. 12- Formación Yahuarango Fig. 13 - Formación Pozo (inferlor)

tendencia hacia el Norte, mientras que hacia el Surson prácticamente nulos. Esto fue corroborado enlas curvas de subsidencia tectónica ya que no seaprecia una variación clara con respecto a su partesuperior y la subsidencia de la discordancia anterior, causada ciertamente por eustatismo.

En la Fm Pozo superior, hay un aumento de loshundimientos en toda la cuenca, siendo su promedio de 1.5 cm/1.ooa años, mientras que su tasa sedimentaria desciende a 0.9 cm/1.000 años (60 O;ó

menos que su parte basal). En la figura 14, se oh-serva que lc"s mayores hundimientos se concentranal Oeste de la cuenca con una ligera tendencia ha-ocia el Noroeste, volviéndose casi nulos al Este.

Es luego de! depósito de la Fm Pozo cuando seproduce una gran erosión causada por un gran levantamiento registrado tanto en la curva de subsídencía como en la tasa de subsidencia tectónica,con un promedio de aproximadamente -1 cm/1.000años y de gran duración;

La erosión mencionada, anteriormente va a darlugar a un aumento considerable de la tasa sedimentaria y subsidencia tectónica de la Fm Chambira, quese pueden observar claramente en la figura 11. La subsidencia tectónica tiene un promedio de 10.1 cm/1.0oa años y la tasa sedimentaria de2.5 cm/1.000 años. En la Figura 15 se aprecia quelos mayores hundimientos están al Noroeste de lacuenca y disminuyen al Este: Existe un trecho hacia el Sur de disminución de la subsidencia, resultado de los datos encontrados en los pozos Shanusí2Xy Loreto IX, como se evidenció en las.curvas desubsidencia tectónica. Esta subsídencía tectónica esla más alta registrada. en la cuenca Marañón.

Posteriormente se va atenuando el hundimiento para la Fm Pebas con un promedio de4.5 cm/1.ooa años y una tasa. sedimentaria de7.8 cm/1.000 años. En la figura 16 se observa. uncambio notable en el depocentro e! mismo que setraslada al Norte de la cuenca y disminuye hacia elSur, y ello debido a que.la transgresión tuvo susmayores depósitos en aquella zona.

En la Fm Marañón continúa la disminución'tanto en la tasa de subsidencia tectónica como enla tasa sedimentaria, siendo .. 'el promedio de2 cm/1.oao años y de 35 cm/1.000 años respectivamente. En la figura ·17 apreciamos que solo enla parte central se concentran estos hundimientospero que aparentemente en el resto de la cuencano son muy incidentes.

Es en la Fm Corrientes en donde se aprecia unadisminución de la subsidencia tectónica(0.9 cm/1.000 años) pero un aumento considerablede su Tasa sedimentaria (16 cm/1000 años). Comose ha mencionado anteriormente, en las curvas desubsidencia tectónica de varios pozos se han encontrado levantamientos durante esta formación,lo que explicaría en parte-el aumento de la tasa

sedimentaria, causa de la erosión que producentales levantamientos. Así, apreciamos en la figura18 que los mayores hundimientos se producen enel centro de la cuenca, y los levantamientos sesitúan alrededor de ella. Esto nos indicaría que seestá iniciando una etapa de erosión, la cualavanzaría' progresivamente. Esta figura puede serrelacionada con un mapa geológico en el cualobservaremos la similitud en entre la zona centralde mayor depósito y por ende de mayoreshundimientos con los depósitos recientes, y laszonas de-levantamientos con los depósitos másantiguos.. '

4. GEODINÁMICA DE LA CUENCA.A inicios delTerciario, se presentó una. discor

dancia que produjo un levantamiento. Este eventocorrespondería al último pulso de la Fase Peruana,el cual por cierto no ha sido datado con exactitud.Este evento, que debe- tomarse como e! limitecretáceo-tercíarío., indicaría .. el inicio del antepaíspero propiamente sería una cuenca de tipo cratónico con flexión debida al aumento de la subducción, es decir una transición al antepaís. Luego,esta erosión produciría un depósito (Fm Yahuarango, Paleoceno) con mayor hundimiento haciae! Noroeste, e! cual ciertamente va a ser e! primerfenómeno que va a condicionar la pérdida de porosidad de las formaciones anteriores, dándose lasmayores pérdidas en el área mencionada ya queen ella se producen los mayores depósitos.

Posteriormente; se produce un descenso eustáticaque iniciaría un proceso erosivo (Paleoceno superior). Esto será causado por los inicios de la FaseInca, cuya manifestación tectónica no se aprecia en lacuenca; sin embargo; la placa seguiría descendiendo.

Este último acontecimiento da lugar al depósitode la Fm Pozo (Eoceno), en el cual se registra unaumento de la' subsidencia positiva (hundimientos); propia. a los depósitos, pero menor a lade la Frn:Yahuarango): .Todo-está regido por laFase Inca,

Uno de los pulsos más importante de la FaseInca se pone· de manifiesto en el gran levantamiento registrado, posterior a la. Fm Pozo (Oligoceno), el cual se presenta en toda. la cuenca porigual; Esto da lugar al depósito de .la Fm Chambira(Oligoceno superior), con el cual se da inicio a lacuenca deantepaís propiamente, debido a flexiónpor compresión (figura 19). En ella se producenlos mayores hundimientos registrados en lacuenca, los-cuales van a condicionar enormementela pérdida de' porosidad de las formaciones anteriores, es decir van a ser la condicionante principalde la migración de hidrocarburos de la cuencaluego de la Fm Yahuarango. Estos hundimientosestán concentrados al Oeste y Noroeste de lacuenca, y marcarían también e! fin de la Fase Inca.

SUBSIDENCIA TECTÓNICA

Fig. 14 - Formación Pozo (superior) Fig. 15 - Formación Chambira

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UBICACIÓN

Fig. 18 - Subsidencia tectónica - Formación Corrientes

A partir del depósito de la Fm Pebas (Miocenomedio) se da inicio a la Fase Quechua, que es másbien de carácter eustático. La intensidad de loshundimientos va disminuyendo hasta encontrar enla Fm Corrientes (Plioceno superior) los levantamientos registrados en el borde de la cuenca, loscuales producen depósitos en el centro de' lacuenca. Esto indicaría posiblemente un aumentode la flexión debido a la compresión causada porla disminución del ángulo de subduccíón.

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según Allen y Alíen, 1990

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5. CONUUSIONESLos depósitos terciarios se hari formado inicial

mente durante la transición de una cuenca de antepaís hasta el Eoceno medio (dominios de la FaseInca), para luego formarparte de un antepaís propiamente dicho. La primera parte se caracterizapor los bajos promedios de subsldenciatectónícay tasa sedimentaria con respecto a las formacionesposteriores a la gran erosión que marcó el fin dela Fase Inca, las mismas que son más altas perovan disminuyendo paulatinamente .

Estas diminuciones regidas por la Fase Quechua son mayormente de carácter eustático.

Los levantamientos van aumentando de intensidad a medida que pasa el tiempo, lo que indicaría

una actividad por pulsos de la zona de subducción. Probablemente en la actualidad se estén registrando nuevamente estos levantamientos en lacuenca, tal como se observó en los resultados desubsidencia tectónica de la última formación, considerando la zona de depósito de los sedimentoserosionados actualmente.

Se deben tomar en cuenta las cuantificacionesde subsidencia positiva, correspondientes a hundi-

mientas que producen cambios en la porosidad delas rocas de las formaciones anteriores a estos hundimientos.

Hay que recordar que los valores de subsidencia se refieren al movimiento de la placa, que estánregidos por la cantidad de materiales que en ellase depositan y que son balanceados isostáticamente en el aire, produciéndose de esta manera,en algunos casos, los levantamientos.

REFERE.L"IiCIAS BIBIlOGRÁFICASALLEN, P.& ALLEN, J. (1990): Basin Analysis. Principies and Applícations, Blackwell scient. publ., p. 451,

Oxford.BERRONES, G. (1993): La Subsidencia: Métodos de estudio cuantitativo, Curso de capacitación del convenio

ORSTOM-Petroproducción, marzo.BRUNET, M. (1989): Méthode d'étude quantitative de la subsidence, Bass. Sédim. A.S.F., p. 87-98.HAO, B.; HAROENBOlo J.; VAllo P. (1987): Chronology of f1uctuating sea levels since the Triassic, Sdence, Vol. 235.JAILLARO, E. (1992): Introducción al Eustatismo. Orfígenes, consecuencias y aplicaciones, Curso de

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INFORME PRELIMINAR SOBRE EL ESTUDIO DE LASEDIMENTACIÓN NEÓGENA DEL NORORIENTE DELPERU EN BASE AL' ANÁLISIS DE LOS-POZOS

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TANGARANA 18-4X,JIBARO 1, VALENCIA 25X,, .' , .

CHAPULI 20-1X, MARANON lO-IX,CUÍNICO NORTE 6-46X, MAHUACA 3X, TAPICHE 362X, LA FRONTERA 46-3X

René Maroccocon la colaboración de

Rolando Bolaños,Medardo paz yAda Tarazona

ADVERTENCIA

El presente informe sobre la sedimentación neágena es el mismo que el entregado a PETROPERÚa mediados de 1993. Ha sido incluido en este volumen para dar cuenta del conjunto de los trabajos realizados.

La única diferencia con el informe de 1993 es que las tres ilustraciones en anexo al texto del primer in-forme, que presentaban las columnas lito-estratigráficas de las líneas:

1- Cbapuli - Valencia -fibaro - Tangarana2 - Mabuaca - Cuinico - Marañón3 z La Frontera - Tapicbehan sido reemplazadas por la figura 4.No se ha obtenido más información sobre la sedimentación neágena de la que se obtuvo hasta 1993. En

un futuro próximo pienso presentar otro informe que tratará de relacionar la sedimentación neogena de lacuenca Marañón con la evolución tectónica, pero a la fecha en que escribo estas líneas, no estoy en posesiónde los resultados del trabajo de Willy Gil, resultados necesarios para establecer dichas relaciones.

Foziéres, 28 de enero de 1995

Este texto es un informe preliminar sobre los primeros resultados, muy parciales, sobre el Neógeno, obtenidos en la interpretación de la información disponible en PETROPEMJ. Se estudiaronnueve pozos ubicados en la región nororiental delpaís (figura 1):

• La Frontera 46-3x,_.0 Tapiche 36-2X,• Mahuaca 3X,• Cuínico Norte 6-46X,• Marañón 1G-1X,• -Chapulí ZG-1X,• Valencia 2SX,• Jíbaro 1;• Tangarana 18-4X.El objetivo del estudio es analizar la repartición

de los cuerpos sedimentarios del Neógeno ysu organización secuencial para reconstruir la

geodinámica de la cuencasubandina desde el Mioceno. Con ese fin, las primeras investigaciones trataron de descifrar, a partir de los nueve pozos estudiados, la evolución lito-estratigráfica del Estehacia el Oeste de la cuenca subandina del Nortedel Perú.

En las líneas 1, l' Y 2 (figura 2), aunque quedapor estudiar' muchos pozos intermedios, y otrosmás orientales, se puede determinar una clara organización secuencial de los terrenos neógenos,En el caso de la línea 3, falta. todavía informaciónde pozos vecinos para concluir con certeza.

ESTRATIGRAFÍAEn el área- Marañón, en donde se encuentran

los pozos estudiados, la serie neógena está representada' tradicionalmente por cuatro formacionesque descansan sobre la Formación Pozo del

•Ayacucho

BRASIL

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Fig¡ 2"·~squema: ~e ~mpla.Zamiento de los 9 pozos estudiados que constituyen 4 líneas

Eoceno. Son, de abajo hacia arriba, las formaciones Charnbira, Pebas, Marañón y Corrientes. Enciertos pozos (La Frontera, por ejemplo), las formaciones Marañón y Corrientes se agrupan en unasola formación llamada Ipururo. Este conjunto deformaciones es el equivalente de la formacionesContamana I, II Y III del área del Ucayali central.En la tabla 1, se presenta un cuadro de equivalencia de estas formaciones tal como aparecen en laliteratura geológica.

IV

COIlllIEl'ln3IPURURO

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CHAMBIRACONTAMA.~AI

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Tabla 1 . Cuadro de correlación del Neógeno

La Formación Pozo es del Eoceno, y por lotanto, la ünidad que se sobrepone (Frn Chambira oContamana 1), podrían pertenecer en parte al Oligoceno. Sin embargo, se sabe que, después del eventotectónico del Eoceno superior (Fase Incaica), no seconoce el Oligoceno inferior en ninguna parte de lamargen de los Andes centrales. Los primeros terrenos oligocenos conocidos (costa del Perú, de Chiley del Ecuador) pertenecen al Oligoceno superior.

Aparentemente, existe una: laguna de sedimentación entre la Fase Incaica del Eoceno superior yla fase Quechua 1 (ca 26-28 Ma) que plantea unproblema: ¿ por qué la Fase Incaica que se produjohace alrededor de 40 Ma, y que seguramente provocó un levantamiento de la zona andina no setradujo en una sedimentación importante. Una explicación, que necesita ser verificada y argumentada paleontológicamente, puede ser el hecho deque entre los 40 y 30 Ma, hubo un importante ascenso eustátíco del nivel del mar (superciclo TA4de Haq er al., 1987), es decir que inmediatamentedespués de la Fase Incaica se produjo la subida delmar. El nivel de base de los ríos retrogradó, lo queparalizó gran parte del poder erosivo de los cursosde agua. ¿Por qué no se encuentran sedimentos litorales del Oligoceno inferior en la costa si se pro-:dujo una transgresión? Posiblemente debido al le-.vantamiento consecutivo de la Fase Incaica queformó un obstáculo para el ingreso del mar.

Por lo tanto, sin argumento paleontológico, admito, en primera aproximación, que la sedimentación del Terciario superior comenzó en el Oriente.peruano a partir del Oligoceno superior, despuésde la Fase Quechua 1 que marca la reanudación,después de una interrupción de más de 10 millones de años, del cabalgamiento de los Andes sobre su ante-país oriental.

La gran dificultad de la estratigrafía de la regiónoriental del país es la poca díagnosticídad de losfósiles encontrados. Los fósiles más abundantesson las carofitas, los ostrácodos y los gasterópodos. Lamentablemente, en los documentos que utilicé, las pocas veces que se mencionaba el nombrede los fósiles, no se daba suficiente precisióncomo para determinar una edad.

lA ORGANIZACIÓN SECUENCIALLa característica más llamativa del Terciario su

perior analizado en los nueve pozos es una claragranocrecencia general, la misma que refleja unaproxirnalización progresiva de los aportes conforme se asciende en la serie.

Líneas 1 yl'Basándose en la evolución de la litología y en

las discontinuidades que la interrumpen, se pueden determinar tres grandes secuencias, cada unagrano yestratocreciente.

La primera secuencia NI está representada en las3 tablas fuera del texto en verde (arcillas y limos) yanaranjado (areniscas). En las líneas 1 y 1', NI esesencialmente arcillo-limosa. En el pozo Chapulíque es el más occidental de los nueve pozos, lasareniscas son relativamente abundantes aunque larelación arenisca/finos es de 1/6. La secuenciatermina con 20m de arenas gruesas con clastos. Máshacia el Oeste (pozos Valencia, Jíbaro, Tangarana),las areniscas disminuyen y casi desaparecen.

En la segunda secuencia N2 del pozo Chapulí, larelación areniscas/finos es de 1/4, es decirque las areniscas son más abundantes que en NI. También eneste caso, la secuencia se vuelve más fina hacia el Este.

La tercera secuencia N3 es todavía más arenosa.La relación areniscas/finos es de 1/3.5 en Chapulíy 1/4 en Jíbaro. La secuencia pierde casi todas lasarenas hacia el Este.

En las líneas I y I', se observar una clara disminución de la proporción de areniscas hacia elESte. Esto indica que las fuentes de alimentaciónde la sedimentación se encontraban al Oeste (losAndes). La granocrecencia vertical observada tantoen Chapulí como en Jíbaro indica la proxirnalización de los aportes, es decir que las fuentes delos aportes sedimentarios se encontraban, ya seacada vez más cercanas o cada vez más altas.

En cuanto al espesor general y al de cada secuencia, es peligroso concluir con tan poca información estudiada. Se puede decir solamente que,aparentemente, la zona de mayor potencia de NIse encuentra al nivel de jbaro. La de N2 al nivel deValencia. Las variaciones de potencia de N3 no sonsignificativas. Solo un estudio preciso de la subsidencia, aplicando los parámetros de decompacción,perrnitiria reconstituir con precisión las verdaderastasas de acumulación de sedimentos.

linea 2En esta línea también se nota claramente la gra

nocrecencia de la serie en su totalidad, y la decada secuencia. La proporción de areniscas respecto a los fUlOS es mayor en esta línea que en las anteriores. Posiblemente porque nos encontramosmás cerca de las regiones en curso de levantamiento y de cabalgamiento. En esta línea es muynítida la progresión hacia el Este de las areniscas.En cuanto a la potencia, sola está clara la mayoracumulación de sedimentos de la secuencia N2 alnivel del pozo Cuínico Norte.

linea 3El análisis de los dos pozos que conforman

esta línea (La Frontera y Tapiche) es menos signi- .ficativo que el realizado en las líneas anteriores; senecesitarían más pozos repartidos· en una líneamás larga.

Dos aspectos importantes son parecidos a loque se observa en las líneas anteriores: la granocrecencia general del conjunto de la serie y la organización en tres secuencias NI, N2, N3. Sin embargo la organización interna de cada una de lastres secuencias. parece granodecreciente, con. laexcepción de la secuencia N3 de Tapiche.

A falta. de otros pozos, en particular de pozosmás occidentales, es dificil interpretar la granodecrecencia de' las·secuencias NI, N2, Y N3. Tal vez,los pozos estudiados se encuentran muy lejos de laszonas de aportes, en zonas en donde la dinámicade la cuenca ha sido mucho menos activa que enlas partes más próximas a los relieves. La granocrecencia de la secuencia N3 de Tapiche que muestraun claro incremento en arenas respecto a N3 de LaFrontera; se puede explicar" "por uri levantamíentotectónico (pliegue o falla.inversa) entre La, Frontera.y Trapiche al momento de la sedimentación de N3.

ENSAYO DE INTERPRETAOÓNGEODINÁMICA

Si admitirnos el hecho de que la serie • ne6gena • (Oligoceno superior + Neógeno) delOriente peruano' se depositó en una cuenca deante-país" como consecuencia de la tectónica andina, las discontinuidades entre las grandes secuencias deben tener un significado tectónico.

Los estudios realizados en' la región andina delPerú y de Bolivia. han mostrado que la tectónicaandina se reanuda en el Oligoceno terminal. Las fases determinadas por discordancias angulares son:• Fase Quechua I (26-28 Ma).• Fase Quechua 2 (15-17 Ma)• Fase Quechua 3 (10 Ma)• Fase Quechuaó (2.7 Ma)

Todas estas fases no han provocado estructurasen la zona subandína (solo las Quechua 4 y 5 handado lugar a pliegues y fallas inversas en la cuencaoriental), pero se han manifestado por reactivaciones de la sedimentación gruesa consecutiva de loslevantamientos sucesivos. En la tabla 2 proponemos un modelo de organización secuencial (NI,N2, N3) Yde discontinuidades que corresponden alas diferentes fases Quechua;

IV

PUOCENOFase Quechua 4 (1 Ma)

N3

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FaBe Quechua 2 (15-17 Ma)

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SUP.Fase Quechua 1 (26-28 Ma)

EOCENO Formación Pozo

Tabla 2 - Modelo de organización· secuencial delTerciario superiordel Nororiente peruano

En este modelo se supone que la secuencia N3pertenece exclusivamente al Mioceno. Si la partesuperior de N3 es del Plioceno, la discontinuidaddel tope de N3 corresponderá más bien a la fasede 2.7 Ma.

No se puede ir más lejos en la modelizacióncon los documentos de los que disponía para la

.. "etapa 'preliminar del estudio.. -'-.---.-. _. ---~,--.

Finalmente, .si nos interesamos en el mapa deisópacos del Terciario superior y Cuaternario de la

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ECUADORuayaqu

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Figura 3 - Ejes demayor subsidencia del Terciario superior del Nororientedel Perú

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Figura 4 - Correlaciones lito-estratigráficas y secuenciales en 10 de los pozos localizados en la figura 2

parte norte del Oriente peruano, se ven dos ejesde mayor subsidencia, dispuestos paralelamente(figura 3). Pienso que tales ejes corresponden ados etapas de progresión hacia el Este del depocentro de la cuenca subandina. El eje más occidental representa el inicio de la cuenca de ante-país(Oligoceno superior-Mioceno), el eje oriental materializa la cuenca en el período Mioceno-P1ioceno, pero también en este aspecto del estudio serequiere estudiar más pozos y disponer de mayorcantidad de datos estratigráficos.

La figura 4, proveniente de Marocco (993)ilustra las correlaciones entre los pozos analizados.

CONCLUSIONESComo ya se ha manifestado ames, este informe

es preliminar. El estudio debe completarse mediante el análisis de más pozos, preferentementeen las partes occidentales para observar la litología

y la organización secuencial de la serie en las zonas proximales de la cuenca subandina de antepaís. Con este complemento de información se podrá precisar mejorlos aspectos -que hemos detectado en este estudio preliminar-

Por el momento, se ha podido comprobar elcarácter granocreciente de la serie del Terciario superior lo que sugiere una sedimentación ligada ala tectónica andina. La organización en tres grandes secuencias NI, N2 Y N3 pareceser característica de la cuenca subandina (por lo menos en estaparte norte). La subdivisión de la serie en las formaciones Chambira, Pebas, Marañón, Ipururo, Comentes y Puca superior, da cuenta de disposiciones litológicas locales, pero no permite reconstruirla dinámica de una cuenca. Para ello, solo sirve ladeterminación de grandes secuencias y de discontínuídades-correlacíonables en grandes distancias.

ANÁLISIS GEOMÉTRICO DE DOSSECCIONES ESTRUCTIJRALES REGIONALES EN ELNORORIENTE PERUANO(CUENCAS MARAÑÓN, SANTIAGO, HPALIAGA)

por Patriee Baby'con la colaboración de

Wl/ly GII,y Medardo paz

INTRODUCOÓNEl objetivo del presente estudio consiste en la

elaboración de dos secciones estructurales regionales; a través de las cuencas Marañón, Santiago yHuallaga, a fin de poner en evidencia y analizar algunas características geométricas -y cínemáticas dela deformación del Nororiente peruano. No se tratade hacer una nueva síntesis regional, sino de elaborar y presentar dos grandes cortes estructuralesque abarcan todo el antepaís andino y la faja subandina. No se van a presentar. las características yaconocidas de. -las -. distintas cuencas, sino únicamente los aspectos fundamentales que evidendanestas dos secciones, y que pueden ayudar a entender a nivel global el- sistema. petrolífero del Nororiente peruano.

Este trabajo fue realizado a: partir de lineas desísmica de reflexión, locales y regionales, registrosy perfiles de pozos (en su mayoría pozos exploratorios) e informes técnicos internos de propiedadde PETROPERÚ. También se consultó la bibliografía disponible. La metodología de trabajo (interpretación de lineas sísmicasy de datos de pozos, técnicas de construcción ....) está descrita en el capítulo 1 de la tesis de Willy Gil R'que.forma parte deeste informe.

Las dos secciones regionales. estudiadas estánubicadas en e1mapa de la figura. 1:• el corte Marañón-Santiago se extiende en425 kmy fue elaborado a partir de 7 líneas sísmicas; "• el corte Marañón-Huallaga se extiende en520 km y fue elaborado a partir de 6 líneas sísmicas.

Ciertos tramos de las dos secciones fueron elaborados con base en datos de campo disponiblesen los informes técnicos internos de propiedad dePETROPERÚ. .

La interferencia de tres tipos de tectónica (tectónica de corrimiento; tectónica de inversión y tectónica salífera) - que describiremos más adelante - se. opone a la realización del balanceo deesos dos cortes estructurales. No se respetan las reglas elementales para usar la técnica de cortes balanceados.

L SERIES IMPUCADAS EN IA DEFORMAOÓNPara la elaboración de las dos secciones estruc

turales regionales, se simplificó la columna estratigráfica (figura 2). Se representaron los niveles yformaciones guías implicadas en la deformación,así como las discontinuidades. regionales visiblesen las lineas sísmicas. Se trata de:1. Las series paleozoicas y precámbricas no diferenciadas. Se dispone de muy poca. informaciónacerca de esas formaciones que fueron alcanzadassolamente por algunos pozos en la cuenca' Marañón; y que afloran localmente en el borde oeste dela cuenca Huallaga. .2. La Formación Pucará caracterizada - en lascuencas Santiago y Huallaga.--:- por la presencia deun' importante espesor de sal en su. parte inferior.La edad de la sal, discutida durante mucho tiempo;ha. sido' coOrmnada por las dataciones (strontiumisotope) de MOBIL (993). Esta sal se habría depositado en. grabens • triásicos.y está,cubierta por lasseries de plataforma marina de la parte superior dela Formación Pucará:. En la descripción del corteestructural se observará que Ia.sal.ha.tenido un papelo predominante en la deformación de las cuen- .cas Santiago y Huallaga; La FormacíónPucará se'

..encuentra en la faja subandina, yen la parte' oeste.de la cuenca'Marañón, Se bisela hada el Este, pordepósito y erosión"3. La Formación Sarayaquillo separada: de la For-

. ' .. maciónPucará por una-díscordancía, erosiva; Setrata de una serie de sedimentos continentales; .compuesta. de areniscas con pocas intercalacionesde arcillas, que se acuña progresivamente hacia elEste por depósito y erosión. En la parte central dela cuenca, esta formación está afectada por fallasnormales sinsedimentarias. _El contacto PucaráSarayaquillo constituye un buen reflector sísmico.4. Las. series sedimentarias cretácicas, que empiezan con la Formación Cushabatay y están separadas

"de la Formación Sarayaquillo por una discordanciaerosiva. Han sido descritas detalladamente en esteinforme por E. ]aillard, así como en la tesis de C.Contreras. El contacto Cushabatay-Sarayaquillo

Plataforma. . " - ~

manna

Continental

Continental

'DEPÓSITO'

Marino somero

LITOLOGÍA

Areniscas ylimolítasAreniscas' .Lutitas y limolitas

(ver Marocco ep. este informe)

. (ver Jaillard y Contreras en este informe)

Lutita. arenisca. caliza. tuf

Calizas grises silíceasLutitaª-ne~ª--bituminosa,ª

" Sal

Arenisca arkósica, cuarzosacon pocas intercalacionesde arcillas duras

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FORMACIONES

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Capas Rojas, Inferiores

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Lajplna ~dimentaria~ f I.Fm. Pozo . 50-300

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PALEOZOICO.o

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PRECÁMB~ICO

. FilPU"a 2r :

edad paleozoica y ligeramente invertidos. Esas inversiones pueden haber originado buenos prospectos petrolíferos como la estructura Sungachi,ya perforada, o más bien la estructura (sin nombre) que se encuentra en e! extremo este de lalínea sísmica G3 y que no ha sido aún explorada,

En la parte occidental de la cuenca Marañón, seobservan' algunas fallas inversas que buzan haciael Oeste (estructura Huitoyacu). La sísmica nopermite ver sise trata de antiguas fallas normalesreactivadas. Al Oeste de la estructura Huitoyacu,aparecen los. sedimentos de la Formación Pucará.

La cuenca Santiago está limitada al Este por elfrente orogénico andino que corresponde en estecorte a un prisma intercutáneo. Este tipo de frenteorogénico, ya conocido en la bibliografía(Charlesworth; 1985), está controlado por la presencia y la desaparición brutal de la sal de la basede la Formación Pucará, En efecto, la sal -' queconstituye el nivel de despegue de la cuenca Ma'rañón - se acuña bruscamente hacia e! Este, bloquea la propagaciónde-la- deformación, y provocael desarrollo de un retro-corrimiento. Este fenó-·meno fue descrito también por Pardo (982),

Más al Oeste, la: cuenca Santiago se caracterizapor la interferencia de una tectónica de' corrimiento, de una tectónica salífera (diapirismo) y deuna tectónica de inversión positiva. La parte interior de la cuenca está constituida por sinclinales re-

_ , lativamenteamplios y anticlinales bien apretadosde tipo pliegue por propagación de falla. Las estructuras muestran también antiguas fallas normales subverticales, reactivadas o simplementetrans-porradas por los corrimientos (estructura Futuíme). Esas fallas normales, que afectan a los sedimentos terciarios, se deben probablemente a latectónica salífera anterior a los corrimientos,

En profundidad, la sísmica, de la cuenca Santiago muestra algunos reflectores corrados y desplazados que interpretamos como el resultado depequeñas inversiones tardías que deforman las estructuras compresivas superficiales. Este fenómenose ilustra muy-bien más al Sur, en la cuenca Huallaga .(ver segunda sección estructural).

1. Geometría de la deformaciónLa mitad oriental de la cuenca Marañón - cuen

ca andina de antepaís - se encuentra deformadapor pequeñas inversiones de • semí-grabens- paleozoicos, basculados hacia e! Este. La tectónica distensiva paleozoica ya.fue.biendefinida por.Laurent..y Pardo (974) y Laurent (985); la inversión tectó-nica mas representativa corresponde a la estrnc- 2. Cronología de la deformacióntura Bolognesi en donde se ve claramente un La geometría actual de! corte Marañón-Santiago• semi-graben. paleozoico invertido. Más al Oeste; , resulta-de varios periodos y tipos de deformaciónla sísmica muestra otros • se~-grabens • paleozoí- que se pueden describir~ronológicamente.

cos, que no están invertidos, sino solamente pene- las pequeñas inversiones tectónicas de laplanizadospor debajo de la discordancia erosiva de cuenca Marañón se desarrollaron desde el Cretá-la base Cushabatay.: La estructura Tunchiplaya cica (vertesís de W. Gil R). En la extremidad estepresenta otro tipo de inversión, en donde el. semi- de la línea sísmica G3, se observa una inversióngraben • paleozoico está despegado y desplazado tectónica caracterizada por una variación de espe-hacia el Oeste. sor de los sedimentos de la Formación Cushabaray,

En el centro de la cuenca Marañón, por debajo que muestra que la deformación empezó durantede la Formación Sarayaquíllo., la. sísmica muestra-e>. ..la sedimentación del. .Cretácíco. inferior. En la'otros • semí-grabens • probablemente también de cuenca Santiago, ya se han descrito estructuras de

n, SECaÓN REGIONAL MARAÑÓN-SAA"TIAGOEn este corte, se pueden diferenciar claramente

el antepaís andino - cuenca Marañón - en dondelas series sedimentarias cretácícas y terciarias seacuñan hacia e! Este, y la faja subandina - cuencaSantiago - mucho más deformada y levantada.Del Oeste hacia e! Este, la Formación Pucará.(triásica) se bisela por debajo de. la discordanciaerosiva de la base de la Formación Sarayaquillo (jurásica), y la Formación Sarayaquillo se bisela pordebajo de la discordancia erosiva de la base dela .Formación Cushabatay (cretácíca).

La descripción de! corte estructural se hará delNI 'hacia el SW, de la zona menos deformada ha-cia la zona más deformada. La geometria y la cronología de la deformación- de la cuenca Marañón- -- .están descritas con todo detalle en la tesis de WillyGil R (ver este informe).

forma un excelente reflector sísmico, así como labase de la Formación Chonta y el tope de la Formación Vívián,5. las capas rojas inferiores que datan del paleoceno y el eoceno. En la faja subandina, esos sedimentos continentales descansan en discordanciasobre e! Cretácico (ver línea sísmica L 91MPH-23,corte Huallaga).6. la Formación Pozo que forma un excelente nive! guía y un buen reflector sísmico en- todo e!Nororiente pertl~o. Se trata de una serie poca espesa, compuesta de lutita, arenisca, caliza y tufo,depositada en un ambiente marino somero;7. Las capas rojas superiores que datan de! neógeno, separadas de la Formación Pozo por una laguna sedimentaria. Esos sedimentos principalmente. continentales son descritos por R. Maroccoen este informe,

crecimiento contemporáneas con la sedimentación.cretácíca (Rodríguez, 1976 y 1982). Esta:deformación está ilustrada en la estructuraPutuime en la .quejos sedimentos cretácícos.adelgazan.El.levan-.tarníento de. esta estructura empezó también en el:Cretácico inferior. Se trata. probablemente del pri- .rner periodo de' inversión tectónica.

La cuenca Santiago fue deformada por' una tectónica salífera responsable del desarrollo de pequeñas fallas normales que afectan a todo el Mioceno. Una de esas fallas se ha. conservado entre laestructura Pnmshím..y 'la estructura. Pumíme,Esa tectónica salífera fue probablemente activa durante .todo el Terciario.

Según Alemán y Marksteiner (1993), análisis de .huellas de fisión en apatíta.confirrnan una edad de10 Ma.para los corrimientos yel plegamiento de lacuenca' Santíago..

Las pequeñas inversiones tectónicas de, lacuenca: Marañón deforman toda la serie sedimentaria terciaria. Se trata de los efectos de los movimientos orogénicos andinos ocurridos durante elTerciario tardío:

m.SECCIÓN REGIONAI:MARAÑÓN- HUAUAGA. .

La deformación de esta segunda sección regional es más. intensa. La cuenca Marañón- antepaísandino - se levanta. progresivamente hacia elOeste y está separada: de la. cuenca Huallaga faja subandina - porel: corrimiento Tarapoto;En este corre; la; cuenca Marañón no correspondea una; cuenca de antepaís clásica, los sedimentos:terciarios adelgazan hacia el frente orogénico.

La Formación Sarayaquillo .se.btselaaquí tam-,bién por debajo de la.Formacíón, Cushabatay, pero.se-extiende- más al Este; La Formacíón.Pucará se ha:conservado engrandes. grabens • invertidos y estábien definida en la sísmica en donde se puedenver fallas extensivas de crecímiento; ,

La cuenca: Huallaga se. caracteriza: por: importantes espesores de' sedimentos terciarios. En- elflanco oeste de' la estrucmra, Ponasíllo; la. serieterciaria puede alcanzar 10.000 m de espesor. Esos'espesores.desedimentos.terciaríos son mucho másimportantes que: en .Ia.cuenca Marañón.

Como en el. corteanterior, la descripción se va;a efectuar del Este hacia el Oeste: No insistiremos...en la geometría.ni.la cronología de la deformaciónde-la cuenca Marañón ya descritas en la tesis deW.Gil R (en este informe);

L. Geometría dela deformaeíómEn la cuenca Marañón, se pueden. distinguir

tres tipos de inversión tectónica:• inversiones de fallas normales. paleozoicas' localizadas en el extremo este del corre (estructuraNahuapa), en donde el pozo Nahuapa-24X alcanzó el Carbonífero y el Devónico por debajo dela Formación Cushabatay,

•. inversiones de' fallas normales jurásicas (cuencaSarayaquillo) localizadas en el centro de la cuenca(estructuraYanayacu);••. inversiones de' fallas normales' triásicas que limitan a-los- grabens» de la Formación Pucará.

Las. inversiones tectónicas más espectaculares .son aquellas de los • grabens • triásicos. Este tipode inversión se traduce en un levantamiento y unaexpulsión de todoel.. graben ··que da lugar a estructuras' como la estructura Loreto o la estrucruraShanushí, en donde los pozos alcanzaron laFormación Pucará.

En: la.cuenca Marañón, la sísmica (L-PK-S1SW)evidencia también antiguos corrimientos selladospor e! Mesozoico. y que afectaron al· Paleozoico.

La. cuenca; Huallaga. se caracteriza por importantes corrimientos que se' empalman sobre el despegue: regional. desarollándose. en las evaporitastriásicas, como lo muestran los bloques de yesoque afloran' en la basedel corrimiento .Tarapoto .'(Informe MOBIL, 1993). Como en la cuenca Santiago, la: tectónica, de corrimiento está controladapor la presencia.de.las evaporitas.triásícas que desaparecen en el límite fajasubandína-anrepaís. Elrechazo del' corrimiento:Tarapoto; calculado ennuestra sección, es:de-jO km....

Se observa también la interferencia de la. tectónica salífera .ydealgunas inversiones tectónicas.La estructura de Biabo resulta de un fenómeno,diapírico ydelos.efectos compresivos de la.deforrnación- andina. Este antíclínal - uno de los másgrandes delmundo - corresponde a una estructura de tipo • pop up • expulsada gracias a la subida de la sal triásica. La presencia de la sal estaconfirmada: por la. gravimetría(MOBIL, 1993). Másal, Este, la-sísmicamuestra que la estructura.Ponasilloresulta de-la deformación de. una inversión.tectóníca..profunda por debajo-del corrimientoTarapoto.i.En, la: cuenca Huallaga se ilustra muybien-la complejidad de la deformación de la' fajasubandína. en donde' interfieren corrimientos, dia~·

piros e inversiones tectónicas.

2~ Cronología-de-la deformación'. La deformación más antigua observadacorres- .

pende- a los corrimientos de la cuenca Marañón; .sellados por la Formación Sarayaquillo - prejurásica - y que afectan al Paleozoico (linea, sís-·mica L~PK~SlSW). . .

Como',en' la primera, sección; se observan dosfases de inversión tectónica. En la cuenca Marañón;las inversiones, empezaron en el Cretácico inferior(estructura Yanayacu, ver tesis de W. Gil R) El'primer periodo de' inverslóntse extiende desde elCretácíco-Inferíor hasra- e! Paleoceno. Como lomuestra W. Gil en su tesis - a partir de! análisisgeométrico y cínernático de 8 estructuras invertidas - se obtiene un continuum de deformaciónque se distribuye de manera heterogénea en toda

la cuenca Marañón. Las estructuras registran inversiones tectónicas en todas las épocas entre el Cretácico inferior y el Paleoceno. El segundo periodode inversión tectónica. corresponde al Terciario tardío. Toda la cobertura sedimentaria está deformada y no se observan variaciones de espesor queindiquen una tectónica sinsedimentaria. Las estructuras Loreto.y Shanushi se levantaron muy tarde, loque explica.. el. adelgazamiento de los sedimentosneógenos en el borde oeste de la cuenca Marañón.

.En la cuenca Huallaga, se puede observar unacronología relativa de la deformación: El corrimiento Tarapoto está deformado por inversionestectónicas profundas. Como en la cuenca Marañón, tales inversiones deforman toda la coberturasedimentaria neógena y son probablemente deedad plíocena y/o cuaternaria. Los corrimientos encambio son más antiguos y al parecer contemporáneos a la sedimentación neógenacomo lo muestran las variaciones de espesor de los sedimentosde las capas rojas superiores en el flanco orientalde la estructura Ponasillo. Análisis de huellas defisión en apatita evidencian un levantamiento hace .airededor-deIf Ma (MOBIL, 1993).

Lo más sorprendente. es la presencia de10.000 m de sedimentos terciarios (7.500 m deNeógeno) en la cuenca Huallaga - solo 3.500 men la cuenca Marañón - que desaparecen rápidamenee hacia el Este. Este fenómeno muestra que ellevantamiento de. las estructuras, Shanusbi yLoreto a fínes del Terciario fue muy importante,probablemente de varios millares de metros.

IV. SISTEMA PETROLÍFEROEn el sistema petrolífero del Nororiente peruano,

las dos. secciones estructurales presentadas puedenayudar a entender las relaciones entre estructuración, maduración y xxpulsíón de hidrocarburos.

En la cuenca. Marañón, es obvio que las estruc- .tu1'2.S más interesantes corresponden a las:inversiones tectónicas desarrolladas durante. el Cretácico.La maduración de las rocas madres cretácicas así: ..como la expulsión de los hidrocarburos se hacendurante la sedimentaciónneógena, posteriormenteaL primero periodo de inversión (cretácico-paleogeno). 14l Cuenca. Marañón ya tiene estructurascuando empieza la generación y la migración delos hidrocarburos.

En la sección Marañón - Santiago, en el extremo este de la linea sfsmica.Gy, se encuentra unaestrucrurade edad cretácica (sin nombre) - aúnno explorada -' que puede formar un buen prospecto.

Más al Sur, en el borde oeste de la cuenca Marañón, las estructuras Loreto y Shanushl son

grandes y tienen un buen potencial de roca madre(Formación Pucará y ciertas Formaciones deL Cretácico). Sin embargo, toda la serie neógena estádeformada y levantada de manera homogénea, loque evidencia una estructuración tardía.. Además, .no se observan deformaciones cretácicas. La mayor parte de la generación y de la expulsión de loshidrocarburos es probablemente anterior a la estructuración.

En la cuenca Santiago, los corrimientos y el plegamiento empezaron hace 10 Ma (Alemán yMarksteiner, 1993). Las rocas madre' que se encuentran en la Formación Pozo y la FormaciónChonta pueden haberse generado después de esa.estructuración, durante el Mio-Plioceno. Existentambién estructuras de crecimiento de edad cretácica que pueden constituir excelentes prospectos.

En la Cuenca Huallaga, se presentan dos problemas. en el sistema petrolífero:• un espesor de Terciario muy importante00.000 m) que hace que actualmente todas las rocas madre sean sobremaduras;• inversiones tectónicas tardías - posteriores a. lageneración y a la migración de los hidrocarburos - que deformanloscorrimientos y destruyenlas viejas estructuras.

Actualmente·, se encuentran dos tipos de:estructuras en la Cuenca. Huallaga: las estructuras-tipo• Ponasfllo » que resultan de una inversión profunda y tardía, y las estructuras originadas por elplegamiento y los corrimientos andinos que empezaron según MOBIL hace 15 Ma. Las estructurasdel segundo tipo - cuando no están destruidaspor las inversiones tardías - pueden constituiraún buenos prospectos si consideramos que durante el Neógeno la generación y la migración de .los hidrocarburos no están terminadas.

V. RECOMENDAQONES·Las dos secciones estructurales presentadas me

recen trabajos adicionales. Se necesita un' esrudío.detallado de campo de la faja subandina a .fin de ..completar el análisis geométrico y cinemático..Enla. elaboración de. las dos secciones estructurales,nos hicieron falta datos de-campo tanto para.calibrar la sísmica; como para tener una buena ideadel estilo estructural.

A partir de esos dos cortes estructurales y del.estudio sedimentólogico del Cretácico y del.Neó- ..geno presentado en este informe (ver Contreras,]aillard, Marocco), se puede intentar en una segunda etapa un modelaje geoquí:mico de las dife- .rentes' cuencas. Este necesitará- un banco. dedatos(pyrolisis Rock - Eval) de las rocas madre' existen- .tesen las secciones..

REFERENOAS'BmUOGRÁFICASALEMÁN, A. M.; MARKSTEINER, R. (1993): StructuraJ style in the Santiago fold and thrust belt, Perú: a salt

related orogenic belt, 2nd Intemational Symposium on Andean Geodynamics (ISAG'93), Oxford (Inglaterra), inGéodynamiqueAndine (resúmenes extensos), ORSTOM, colección .. Colloques et Séminaires .., p. 147-153.

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MAROCCO, R. (1993):Sedimentación neógena en el Nororiente peruano, tmplicences geodinámicas, INGEPET,Urna.

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presentada en el Simposio sobre exploración petrolera en las cuencas subandinas de Venezuela, Colombia, Ecuadory Perú, Bogotá" Colombia.

RODRíGUEZ, A. (1982): .. Exploración por petróleo en la cuenca Santiago .., ponencia presentada en elSimposio sobre-exploración petrolera en las cuencas subandinas de Venezuela, Colombia, Ecuador y Perú, Bogotá;Colombia.

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