Unidad III. Transicion Paleozoico Triasico

7/24/2019 Unidad III. Transicion Paleozoico Triasico

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UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

Facultad de Ingeniera

Escuela Acadmico Profesional de Ingeniera Geolgica

IGeologa del Per

INTRODUCCIN

Con base en los conocimientos aportados por gelogos y paleontlogos ha llegado adescubrirse y reconocerse los acontecimientos sucedidos en la Tierra, as como las

transformaciones que sta ha sufrido desde que se form. En geologa, era se refiere a unperiodo de tiempo extremadamente largo, millones de aos, que abarca importantes

procesos geolgicos y biolgicos. En el presente trabajo monogrfico vamos a definir elproceso de transicin PaleozoicoTrisico, identificando los acontecimientos resaltantes y

principales caractersticas

El desarrollo andino se inicia en el Paleozoico superior, el primer perfil de la Cordillera y el

inicio de la Subduccin Andina se producen en el Paleozoico superior (Prmico), durante laFase Tectnica Tardihercnica. Se caracteriza por la deformacin originada por fracturas

asociadas a grandes fallas del tipo de desgarre, inversas y transformantes. Una de las fallasinversas fue la que inicialmente form la Cordillera de los Andes, en rocas del basamento

precambriano y paleozoico, que constituyen las races andinas. La sedimentacin marina enla Cuenca Peruana es continua entre el Trisico y Cretceo inferior, con aportes

sedimentarios de la Cordillera de la Costa al Oeste y del Geoanticlinal del Maran al Este.En esta poca, en la zona de subduccin, se generan abundantes fracturas en el basamentoprecambriano-paleozoico a lo largo del eje de la cuenca, las mismas que conectan al Manto

superior con la Cuenca Peruana, permitiendo que la sedimentacin marina seaconstantemente interrumpida por derrames volcnicos submarinos, y fuera de ella, que la

sedimentacin se realice sin interrupciones magmtica


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RESUMEN

Durante el Carbonfero superior (Pensylvaniano) los mares transgreden desde el Norte(Ecuador), extendindose al este a la regin Subandinahasta el Oriente, formando unaplataforma;mientras que en la Cordillera Oriental (entre Tarma-Abancay), donde alcanzaespesores considerables, al parecer actuaba como una cuenca subsidente.

Durante el Prmico Inferior, la transgresin marina del Pensylvaniano se acrecent,depositndose una secuencia carbonatada conocida como Grupo Copacabana, cuyosafloramientos se encuentran en la Cordillera Oriental, extendindose desde la frontera conBolivia (Pennsula de Copacabana), hasta Leimebamba (Dpto. de Amazonas).

El Prmico Superior, est representado por una secuencia inferior molsica continental decolor rojizo de Grupo Mitu (Mc Laughlin, 1929), depositada durante el periodo erosivo quesigui a la segunda fase de la Orognia Hercnica, y por una secuencia superior volcnica decolor rojo violceo intercalado con sedimentos.

En el Trisico superior (Noriano), el mar penetra en territorio peruano por el norte y por el sur.La transgresin ms importante viene del Norte y llega paulatinamente hasta cerca deAbancay formando un golfo.

Al finalizar el Jursico inferior se producen regresiones, tanto al Sur como en el Norte,

quedando algunas reas del Centro (Huancavelica, Ayacucho) y Sur (Arequipa, Moquegua),sumergidas hasta el Jursico medio, con subsidencias en tiempos del Bajociano, donde sedepositan carbonatos (Formaciones Socosani y Chunumayo) y clsticos en las partesmarginales (Fm. Cercapuquio).

La actividad magmtica plutnica del Paleozoico inferior se muestra en el macizo deArequipa, en dos formas: el complejo gneo tectnico Caman-Atico de 440 M.A. deantigedad segn Rb/Sr, (Shackleton y otros, 1979) y el batolito granodiortico post-tectnicode San Nicols, mencionado por Pitcher (1974), con edades K/Ar de 440/430 M.A. reportadaspor Wilson P. (1975), y una iscrona Rb/Sr de 329 M.A. segn Shackleton y otros.


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NDICE

INTRODUCCIN I

RESUMEN II

NDICE 1

I. ERA PALEOZOICA 3

1.1. ACONTECIMIENTOS GEOLGICOS EN EL PALEOZOICO 3

1.2. PALEOZOICO EN EL PER 5

II. CARBONFERO 7

2.1. CARBONFERO EN EL PER 82.1.1. CARBN EN EL PER 92.2. MISSISSIPIANO 122.2.1. HISTORIA GEOLGICA 122.2.2. ESTRATIGRAFA 122.3. PENSILVANIANO 15

2.3.1. GEOLOGA HISTRICA Y EVOLUCIN TECTNICA: 152.3.2. ESTRATIGRAFA 16

III. PRMICO 22

3.1. PRMICO INFERIOR 233.2. PRMICO SUPERIORMESOZOICO 253.2.1. GRUPO MITU 253.2.2. MESOZOICO 27

IV. MESOZOICO 28

4.1. TRISICO 284.1.1. CARACTERSTICAS DE LA VIDA 294.1.2. ESTRATIGRAFA 304.2. JURSICO 324.2.1. EVOLUCIN TECTNICA 324.2.2. ESTRATIGRAFA 35

V. IMPORTANCIA GEOLGICA EN LA BSQUEDA DE YACIMIENTOS 37

5.1. MAGMATISMOPALEOZOICO 37


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5.1.1. PLUTONISMO DEL PALEOZOICO INFERIOR 375.1.2. PLUTONISMO DEL PALEOZOICO SUPERIOR 395.1.3. MAGMATISMO PERMO-TRISICO 405.1.4. PLUTONISMO PERMO-TRISICO 425.2. RELACIN ENTRE EL VULCANISMO Y PLUTONISMO PERMO TRISICO 445.3. YACIMIENTOS METLICOS 455.4. YACIMIENTOS RELACIONADOS A LOS CICLOS PALEOZOICOS 45

CONCLUSIONES 48

BIBLIOGRAFA 48


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I. ERA PALEOZOICA

El Paleozoico es una de las cuatro divisiones principales del tiempo geolgico. Se divide

en periodos: el Cmbrico, el Ordovcico ,el Silurico , el Devonico , el Carbonifero y elPermico

El Paleozoico empez hace unos 570 millones de aos y termino hace unos 225 millonesde aos

La evolucin de la vida , desde formas primitivas multicelulares hasta las especiessuperiores pueden investigarse gracias a restos de fosiles . A comienzos del paleozoico ,los continentes se asentaban principalmente al sur del Ecuador y fueron afectados por lasglaciaciones

1.1. Acontecimientos geolgicos en el paleozoico

Fragmentacin de Rodinia. Los continentes formados se dispersaron y derivaron. Hacia elfinal de esta era se volvieron a reunir de nuevo formando el supe continente Pangea


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Deposito de gran cantidad de caliza , debido a las temperaturas calidas y a la abundanciade vida en los mares , En las plataformas continentales , de aguas mas frias se depositaronarcillas y arenas . Comienzo de la formacin de Pangea , en el Carbonifero . La colisioncontinental mltiple dio lugar a la orogenia Hercinica o Varisca

El Paleozoico inferior probablemente tena un clima moderado al inicio, pero se torn cadavez ms clido en el transcurso del Cmbrico. Tambin se produjo el segundo incrementosostenido del nivel del mar ms grande del Fanerozoico. Sin embargo, esta tendencia sevio contrarrestada por el desplazamiento de Gondwana hacia el sur con velocidadconsiderable, por lo que, en tiempos de Ordovcico, la mayora de Gondwana occidental(frica y Amrica del Sur) se asent directamente sobre el Polo Sur. El Paleozoico inferiortermin, bastante abruptamente, con el corto, pero al parecer intensa, glaciacin delOrdovcico superior. Esta ola de fro caus la segunda mayor extincin masiva de del EnFanerozoico. Con el tiempo, el clima se fue haciendo ms clido.

El Paleozoico medio fue una poca de gran estabilidad. El nivel del mar haba descendidocoincidiendo con la glaciacin, pero se recuper lentamente durante en el transcurso delSilrico y Devnico. El Devnico termin con una serie de pulsos que acabaron con gran

parte de los vertebrados del Paleozoico Medio, sin reducir notablemente la diversidad deespecies en general.

El Paleozoico superior fue una poca que nos ha dejado un gran nmero de preguntas sinrespuesta. El Misisipiense comenz con un repunte en el oxgeno atmosfrico, mientrasque el dixido de carbono cay sin a mnimos. Esto desestabiliz el clima y llev a una, talvez dos, glaciaciones durante el Carbonfero. Estas son mucho ms severas que la breveglaciacin del Ordovcico superior, pero esta vez los efectos sobre la biota fueronintrascendentes.

El Paleozoico inferior comprende una serie metamrfica Pre-Ordovcico y una segunda

serie Ordovcica-Devnica. La serie Ordovcica-Devnica fue depositada en ungeosinclinal entre la Cordillera de la Costa y el Llano Amaznico. Comprende secuencias


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clsticas marinas, pelticas y arenosas, que alcanzan gran desarrollo en la CordilleraOriental meridional, donde el espesor puede ser mayor a los 10000 mts.

El Paleozoico superior comprende el Carbonfero y Prmico. Se inicia con una seriecontinental del Mississipiano que incluye niveles marinos (Grupo Ambo), seguida de unaserie marina del Pensilvaniano al Prmico inferior (Grupos Tarmay Copacabana), y luego

por una serie molsica continental (Grupo Mitu).

1.2. Paleozoico en el Per

Los Andes Peruanos comprenden un conjunto de cordilleras emplazadas entre la FosaPeruano-Chilena y el Llano Amaznico. Toda la estratigrafa, estructuras, magmatismo,mineralizacin y sismicidad de la Cordillera de los Andes y del territorio peruano sondirecta indirectamente el resultado de la subduccin de la Placa de Nazca por debajo dela Placa Sudamericana, a lo que se denomina Subduccin Andina y que se tipifica comouna cordillera periocenica caracterstica.

El desarrollo andino se inicia en el Paleozoico superior, contina en el Mesozoico yadquiere su forma definitiva en el Cenozoico (Terciario), prologndose hasta la actualidad.En la evolucin moderna de los Andes se evidencian principalmente abundantes fallasrecientes, pliegues observados en la Cuenca de Huancayo en depsitos del Cuaternarioantiguo, el levantamiento de la Superficie Puna de edad pliocuaternaria, el vulcanismocuaternario y el levantamiento de las terrazas marinas (tablazos); as como la actividadssmica y volcnica que ocurre en el Per, caracterizando a los Andes como un activocinturn ssmico.

El primer perfil de la Cordillera y el inicio de la Subduccin Andina se producen en elPaleozoico superior (Prmico), durante la Fase Tectnica Tardihercnica. Esta fase se ha

reconocido en muchas cordilleras y se considera como la responsable del inicio de la derivacontinental, reajuste y ordenamiento de las placas de la tierra. Se caracteriza por la


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deformacin originada por fracturas asociadas a grandes fallas del tipo de desgarre,inversas y transformantes, muchas de las cuales limitan las placas tectnicas. Una de lasfallas inversas fue la que inicialmente form la Cordillera de los Andes, en rocas del

basamento precambriano y paleozoico, que constituyen las races andinas; pero, lasubduccin como tal, empieza a manifestarse recin en el transcurso de la abertura delAtlntico datada entre 180 y 130 M.A. Entre estas primeras deformaciones se emplaza laCuenca Peruana que evoluciona posteriormente al denominado Geosinclinal Andino. Lasedimentacin marina en la Cuenca Peruana es continua entre el Trisico y Cretceoinferior, con aportes sedimentarios de la Cordillera de la Costa al Oeste y del Geoanticlinaldel Maran al Este. En esta poca, en la zona de subduccin, se generan abundantesfracturas en el basamento precambriano-paleozoico a lo largo del eje de la cuenca, lasmismas que conectan al Manto superior con la Cuenca Peruana, permitiendo que lasedimentacin marina sea constantemente interrumpida por derrames volcnicossubmarinos, y fuera de ella, que la sedimentacin se realice sin interrupciones magmticas.

La presencia del vulcanismo submarino da como resultado dos secuencias estratigrficascaractersticas del Geosinclinal Andino: una sedimentacin volcnico-sedimentaria alOeste de la Cuenca que tipifica al Eugeosinclinal, y al Este una sedimentacin netamenteclstica que caracteriza al Miogeosinclinal Andino.


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II. CARBONFERO

Este perodo debe su nombre al carbn. Inici su vida como plantas hasta hace unos 300

millones de aos, cuando los rboles muertos y otros vegetales caan en los pantanos yquedaban cubiertos de lodo. Con el tiempo, los restos vegetales se secaron y formaron loque llamamos turba. Enterrada bajo capas de tierra y roca a gran profundidad, la turbaqued comprimida y se calent hasta que, finalmente, se convirti en carbn. Por esa razn,los mineros encuentran a veces fsiles de troncos de rbol y plantas.

El perodo Carbonfero comenz hace 362,5 millones de aos. Termin hace 280 millonesde aos.

Despus del episodio glacial del Ordovcico de hace 450 millones de aos, las temperaturas

se elevaron de nuevo y se mantuvieron clidas durante el Silrico, el Devnico y casi todoel Carbonfero, hasta hace unos 300 millones de aos. El calor, la humedad y una atmsferarica en CO2 facilitaron el desarrollo evolutivo y la colonizacin de los continentes por partede la vegetacin.

Geolgicamente, en el Carbonfero tardo, la colisin de Laurasia (la actual Europa yNorteamrica) contra Gondwana (la actual frica y Sudamrica) dio lugar a la formacinde los montes Apalaches en Estados Unidos. Una colisin posterior-de Siberia contra eleste de Europa formo los montes Urales.


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2.1. Carbonfero en el Per

Segn Steinmann (1930), la divisin del Carbonfero comprende un piso inferior conplantas terrestres y carbn de origen lmnico y un piso superior con fsiles marinos. Laedad del piso inferior (Misisipiano) no se puede determinar con seguridad, pero la capa conniveles marinos es sin duda alguna del Carbonfero superior (Pennsilvaniano). De vitalimportancia son las Fusulinas.Al parecer, el mar del Carbonfero superior lleg al norte hasta la regin de la actual costadel Pacfico. Tambin se tienen evidencias de este mar en los valles de los ros Madre de

Dios, Ucayali y Pachitea. Hacia el sur, el mar se extendi hasta la regin situada entrePotos y Cochabamba (Bolivia). El mar Carbonfero de la Cordillera tuvo tambin aparenteconexin inmediata hacia el este con un mar externo que cubri grandes extensiones de losterritorios brasileos y hacia el norte o noroeste tuvo probablemente conexin con losmares de Amrica Central y Amrica del Norte.

En el Carbonfero Inferior, los sedimentos son de origen continental, corroborados por elpredominio de plantas y la existencia de carbn. Se encuentran secuencias de estratos enHunuco, macroflora en Ica, Cusco y Arequipa. En el centro encontramos estratos enHuaraz y Ayacucho, en el norte en La Libertad y Piura. Se han hallado numerosos vestigiosfsiles de los gneros Rhynchopora, Schellwienella, Syringothyris y Kitakamithiris que

corresponden a la base del Misisipiano marino.


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2.1.1. Carbn en el Per

El carbn es un material no metlico slido, utilizado en la industria como combustibleenergtico, agente reductor particularmente en metalurgia; materia prima paracarboqumica, absorbente, filtrante.

Se puede usar directamente o transformado en coque; gas, alquitrn, etc. Sus usos y formade empleo estn ntimamente vinculados con su calidad y madurez geolgica, dependiendostos de su gnesis.

Desde el punto de vista geolgico el carbn es un sedimento orgnico depositado encuerpos tabulares o estratos denominados mantos. Se trata de un gel no cristalino, formado

a partir de restos vegetales preservados de la oxidacin en zonas pantanosas. Junto con los


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restos vegetales se depositaron materiales no combustible que constituyen las cenizas yreducen su valor econmico.

La materia orgnica pierde, debido al calor interior de la tierra y la presin de las capassobre yacentes, primero el agua y, posteriormente, los compuestos voltiles de oxgeno,nitrgeno e hidrgeno con carbono; quedndose al final el carbono no combinado y la parteinorgnica no combustible. Este proceso se denomina carbonizacin y determina el rangode los carbones.

La gnesis de los carbones y de sus yacimientos determinan sus caractersticas, como porejemplo la pureza, composicin de las cenizas, nter estratificacin con material estril,grosores y extensin de los mantos. Otras propiedades de los carbones y de sus depsitosestn vinculadas con la historia posterior a la sedimentacin. La perturbacin tectnicadeforma los yacimientos, muele el carbn y lo mezcla con material estril. La

carbonizacin determina la temperatura de ignicin, poder calorfico, velocidad decombustin, propiedades coquificantes, entre otros.

En el Per hubo tres perodos principales de la formacin de los carbones:

Missisipianocarbonfero inferior, (Paleozoico)

Transicin del Jursico al Cretceo, (Mesozoico)

Mioceno

Los depsitos de carbn de los periodos mencionados, se diferencian entre s por sumagnitud, extensin, calidad, rango y afloran con pocas excepciones en distintas reas.Con esto resulta posible determinar provincias carbonferas que contienen yacimientoscarbonferos con gnesis y caractersticas parecidas.

Los depsitos de carbones missisipianos son preandinos y se encuentran en la CordilleraOriental del Centro y Sur del Per, dentro de la Formacin Ambo.

Los depsitos conocidos son lagunares, tienen carcter lenticular, alto contenido de cenizasy extensin reducida. La perturbacin tectnica es fuerte y el rango corresponde a las

antracitas.

Tambin se encuentran pequeas ocurrencias de hulla y antracita missisipiana, en laCordillera de la Costa del departamento de Ica.


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CUENCAS CON CARBN EN PER


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2.2. Mississipiano2.2.1. Historia Geolgica

La tectnica Eohercnica llev a una emersin total de las cuencas y a un profundocambio en la paleogeografa. Se formaron cordilleras que a comienzos delCarbonfero (Mississipiano) fueron sometidas a erosin, recortando a las seriesdel Paleozoico inferior

En un rgimen de distensin, se produjeron durante este perodo, fallamientosnormales con subsidencia de cubetas discontinuas, las que fueron rellenadas conclsticos en ambientes fluvitiles y deltaicos que corresponden al Grupo Ambo.

En el Mississipiano superior, durante un corto perodo, ingresan los mares deNorte a Sur a lo largo de la Cordillera Oriental formando una cuenca angosta

(canal) que al parecer no llega a territorio Boliviano, retirndose estos mares afines del Mississipiano.

La distensin y subsidencia al final del perodo genera un volcanismo efusivo yexplosivo, cuyos focos se ubican en la Cordillera Oriental. Este volcanismo va acontinuar an en el Pensylvaniano.

2.2.2. Estratigrafa

El Mississipiano conocido como Grupo Ambo, se encuentra mejor expuesto a lolargo de la regin andina oriental, desde el Lago Titicaca hasta el valle delMaran (Hunuco). Se observan otros afloramientos mississipianos en la costaSur y en el Noroeste del Per.

La secuencia estratigrfica est formada por materiales detrticos provenientes dela erosin posterior a la primera fase orognica Hercnica. Comprendeconglomerados, areniscas, cuarcitas y grauwacas, con lutitas negras, en partecarbonosas. Localmente incluye materiales volcnicos y lechos de carbn impuro,sin o de poca importancia econmica (localidades de Carhuamayo en Puno yParacas en la costa Sur).


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GRUPO AMBO

Extensos afloramientos de Grupo Ambo se tiene en la Cordillera Oriental y en el altiplano surdel pas (Hunuco, Pasco, Junn, Ayacucho, Ica, Apurmac y Puno), los que han sidoampliamente estudiados por Newell et al. (1953), Megard (1978), Dalmayrac (1986) y Zapataet al (2004).

Las facies continentales de esta unidad litoestratigrfica se presentan paralelo a la actualCordillera Oriental y tambin se puede seguir en una franja de afloramientos a lo largo de lacosta del sur del Per entre los departamentos de Ica y Arequipa, especialmente en los

afloramientos de Paracas Nuez del prado (1981).Esta unidad litoestratigrfica tiene un arreglo estrato creciente que comprende a una secuenciade areniscas limo arcilliticas y lutitas, las que evolucionan a areniscas, lutitas gris oscuras y

barras conglomeraticas los que sedimentolgicamente evolucionan de lneas de playa a faciesdeltaica y de abanicos aluviales en la parte superiores. Sobre las secuencias continentales sereportan ocurrencias de tobas resedimentadas que se intercalan con riolitas, ignimbritas en laregin del Per central y gruesas secuencias de andesitas y dacitas en la regin de Huanta(Ayacucho), los que corresponden a un arco insular (Aleman y Len, 2002), (Megard, 1978).

Esta unidad litoestratigrfica se deposit principalmente en ambiente continental con productos

que se dieron como consecuencia de la erosin de la cadena Eohercinica, los detritus sedepositaban en una cuenca elongada paralelo al orgeno en deformacin tipo cuenca de


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antepais (Sempere 1995 e Isaacson y Diaz Martinez 1995). Sobre las molasas hubo una intensavegetacin cuya existencia atestiguan numerosos vegetales fsiles (Jongmans, 1954 e Iannuzziet al., 1997).

Las facies marina fueron puestas de manifiesto por Dalmayrac (1986) y Megard (1978) quienesreportaron diversos braquipodos y crinoideos que evidencian intercalaciones marinas y poresto se lo dividi en facies netamente continentales y mixtas.

El clima durante la deposicin fue al parecer ms fro en la regin central que en la regin deParacas donde la abundancia de capas de carbn se interpreta como indicador de clima hmedo,con un intenso rgimen de lluvias, tal que en las depresiones se formaron pantanos en las cualesse acumul la materia orgnica; lo que sugiere que la flora del Mississipiano peruano tienecaractersticas propias distintas que en otras regiones (Aleman y Pfefferkorn, 1988 y Alemanet al., 1995).

Con el aumento del calor y de la presin por diagnesis, la materia orgnica de los pantanos fuecalentada y exprimida transformndose gradualmente en carbn, en estos afloramientos

paleozoicos el carbn es sucio y se encuentra normalmente en capas o lentes de pocosdecmetros de espesor y pocos metros de longitud; los manto mejor formados se encuentran

paralelo a los estratos, es en Paracas Departamento de Ica donde se puede observar variosmantos sobrepuestos algunos de ms de un metro de espesor los que son ms numerosos queen los departamentos del centro del Per.


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2.3. Pensilvaniano2.3.1. Geologa histrica y evolucin tectnica:Durante el Carbonfero superior (Pensylvaniano) los mares transgreden desde el Norte

(Ecuador), extendindose al este a la regin Subandinahasta el Oriente, formando unaplataforma;mientras que en la Cordillera Oriental (entre Tarma-Abancay), donde alcanza

espesores considerables, al parecer actuaba como una cuenca subsidente.

Durante este tiempo, el volcanismo se manifestaba en la regin Subandina y al Sur de la

Cordillera Oriental del sur.Quedan emergida reas positivas entre Paracas y Chiclayo y otra

en el sur al oeste del Altiplano esta ltima se extenda hasta el extremo norte de Chile, dejando

entre ella y el Macizo de Arequipa un brazo del mar que liga al Pacifico con la regin de

Abancay.

Las secuencias deltaicas en el norte de Bolivia indicaran que el mar no se extendera ms

all de ese sector.Hacia el Noreste, la cuenca se extenda a territorio Brasileo donde los

carbonatos y evaporitas indican un clima clido, as como un confinamiento de la Cuenca

Amaznica y probablemente emersin.

Luego hubo una trasgresin marina y la deposicin de un ciclo sedimentario en el

Pensylvaniano (fm Tarma).La transgresin marina se incrementar en el Prmico inferiorcontinuando concordantemente el ciclo (fm Copacabana).


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La peneplanizacin que se haba logrado era avanzada y a fines de este ciclo se inician

nuevos procesos de levantamiento con aportes terrgenos, que se observan en la parte alta

de la columna sedimentaria del Grupo Copacabana.

2.3.2. EstratigrafaConocido como Grupo Tarma, denominado as por Dumbar G. y Newell N. (1946) para

referirse a una secuencia pelito-calcrea que aflora en el per central. Asimismo, Audebaud

E. (1973) describe una secuencia arenisco-peltico calcrea en el cuadrngulo de Sicuani que

la atribuye al Grupo Tarma y parte inferior del Grupo Copacabana. Similarmente, Newell N. Y

otros (1949), se refieren a una secuencia similar al norte de Muani.

La unidad est conformada por una intercalacin de areniscas, calizas y limoarcilitas, cuyas

proporciones resultan ser variables segn la aparente paleogeografa que tuvo durante su

depositacin.

La parte media de la secuencia se tiene una intercalacin de areniscas, calizas, limoarcilitas

abigarradas, en capas delgadas. Las areniscas son de grano fino y cemento calcreo, con

algunas estructuras sedimentarias como flaser bedding, ripples y otros niveles con laminacin

horizontal paralela.

Al tope se tiene una secuencia ms continua una intercalacin de areniscas feldespticas de

color gris verduzco, en capas tabulares de grano medio con areniscas calcreas, calizas y

algunos niveles con ndulos de chert, las areniscas presentan niveles con estratificacin

sesgada de mediana y pequea escala.


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Litoestratigrafa del Pensylvaniano (Grupo Tarma)


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18Geologa del Per

Esta litofacies comnmente observadas en la unidad, son interpretadas por Audebaud E.

(1973), en Pitumarca como evidencias de zonas positivas o muy someras y de morfologa

suave las que existieron durante la depositacin de la unidad.

En el cerro Sombreruni se han encontrado algunas especies, como; Neospirifer cameratus

(MORTON), Neospirifer sp, Linoproductus cora (DORBIGNY), Kochiproductus cf K

peruvianus (DORBIGNY), Composita sp, Crurithyris sp, Lophophyllidium sp, Spiriferella sp,

Syringothyris sp, Buxtonia sp, Kozlowskia sp, Lissochonetes sp, Kiangsiellampinguis

CHRONIC, que son caractersticos del Carbonfero superior.

Las caractersticas sedimentarias nos indican un ambiente sedimentario que corresponde a

una llanura tidal con barras y lagunas. Por otro lado tambin las estructuras de la parte

superior nos indican un ambiente de sedimentacin que corresponde al frente de playa.

Afloramientos discontinuos se encuentran repartidos a lo largo de la vertiente oeste de la

cordillera oriental, desde la localidad de Muani(departamento de puno), hasta Ambo

(departamento de Hunuco). Tambin aparece expuesto en la regin Subandina, en los

Amotapes (Noroeste del Per), y en la Quebrada la Chira.20 km. Al Norte de Caman (Costa

Sur).

El Pensylvaniano comprende una serie marina clstica carbonatada, depositada como

consecuencia de una transgresin de Norte a Sur que se extiende por el Este hasta la LlanuraAmaznica. Descansa concordantemente sobre el Mississipiano o discordantemente sobre el

Paleozoico Inferior, pasando gradacionalmente al Prmico Inferior.

Est constituido por areniscas verdes y lutitas oscuras con interdigitaciones e interalaciones

de calizas que se van haciendo ms comunes en la parte superior as como hacia el este en

la Faja Subandinay Llano Amaznico. Existe la presencia de materiales tobaceos y

volcanodetriticos que incluyen cuarcitas y conglomerados.

La presencia de fsiles del tipo de los Braquipodos y Fusulinas, identifican el PensylvanianoMedio Superior. Su espesor vara de 300 a 1000m. , llegando a sobrepasar los 2000m. En

pasaje (Abancay).


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La figura muestra la extensin del Pensylvaniano donde se observa que el mar Pensylvaniano

ocupo casi todo el Per a excepcin de la regin positiva entre Ica y Chiclayo y parte del

altiplano.

Mapa paleogeogrfico del Carbonfero Superior (extensin del Pensylvaniano) 1.Zonas

emergidas; 2.Depsitos esencialmente carbonatados; 3.Lutitas, arenisca y calcreos

espordicos; 4.Depsitos continentales litorales; 5.Areniscas verdes de origen volcnico;

6.Zonas erosionadas.


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20Geologa del Per

Columna estratigrfica de la regin Tarma-Huancayo-La Oroya - Yauyos

Columna Estratigrfica de la Regin alto Ucayali-Ros Tambo y Ene


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21Geologa del Per

Columna Estratigrfica de la Regin Titicaca-Putina

Columna estratigrfica del rea BolvarLeimebamba.


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III. PRMICOLas zonas de tierra se unieron en un nico continente llamado Pangea y en la regin que

corresponda con Amrica del Norte se formaron los Apalaches. En el hemisferio norte

aparecieron plantas semejantes a las palmeras y conferas que sustituyeron a los bosques

formadores de carbn. Los cambios en el medio, resultado de la redistribucin de tierra y

agua, provocaron la mayor extincin de todos los tiempos. Los trilobites y muchos peces y

corales desaparecieron cuando termin el paleozoico.

El perodo Prmico debe su nombre a Perm, que es una zona de Rusia donde se han

encontrado muchos fsiles, en otras regiones del mundo se han realizado muchos

descubrimientos de la misma poca. Algunos de los ms emocionantes se hallaron en la

cuenca del Karro, en Sudfrica y en los Red Beds, o yacimientos rojos, de Texas y Oklahoma,

EE.UU. Estos yacimientos deben su nombre al color rojo de la roca arenisca de los esquistos

que las componen. Estos yacimientos nos permiten conocen los pormenores de la variada

que vivi all.

El perodo Prmico transcurri hace entre 289 y 246 millones de aos. Durante este

tiempo los mares retrocedieron y dejaron ms tierra firme al descubierto. Surgieron grandes

desiertos. La blanda y exuberante vegetacin que creca en las tierras pantanosas durante el

Carbonfero fue sustituida por plantas ms correosas, que costaban ms de digerir. Haba

extensos bosques de abetos y altos pinos. Los continentes empezaron a derivar hacia el Norte

y los glaciares helados se desplazaron hacia el Sur.


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3.1. Prmico InferiorDurante este perodo la transgresin marina del Pensylvaniano se acrecent,

depositndose una secuencia carbonatada conocida como Grupo Copacabana, cuyos

afloramientos se encuentran en la Cordillera Oriental, extendindose desde la frontera conBolivia (Pennsula de Copacabana), hasta Leimebamba (Dpto. de Amazonas). El Grupo

Copacabana est bien desarrollado entre los 12o y 15o de Latitud Sur, yace concordante

sobre el Pensylvaniano y discordante bajo el Prmico superior. Sus mejores exposiciones se

encuentran en el Dpto. de Puno (520 m), en el nevado de Ampay (2300 m.), Dpto. Cusco, y

al NE de Huanta (1920 m). En la Regin Subandina y en la Llanura Amaznica el Prmico

forma una sola unidad con el Pensylvaniano.

Est constituido por calizas grises fosilferas bien estratificadas y en menor proporcinpor lutitas oscuras. Localmente se reconoce la presencia de areniscas arcsicas en la parte

inferior, y areniscas carbonatadas rojizas en la parte superior. Contiene braquipodos,

gasterpodos, briozoarios, corales y fusulinas, fauna propia de los pisos Wolfcampiano y

Leonardiano. La figura muestra la extensin y facies del Prmico inferior (Grupo Copacabana).

Se observa su mayor desarrollo al Oeste de Cusco.


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24Geologa del Per

Durante el Prmico inferior la cuenca marina se extenda hasta el Ecuador, a travs

de la regin Subandina; por el Este llegaba a territorio brasileo y por el Sur a Bolivia.

La sedimentacin predominantemente carbonatada, contina concordante sobre losdepsitos pensylvanianos en un ambiente de tranquilidad tectnica, pues los depsitos

corresponden a una plataforma estable.

La sedimentacin no llega a la Cordillera Occidental ni a la Costa, las mismas que

deben haber permanecido emergidas como zonas positivas.

Durante el Prmico inferior la peneplanizacin que se haba logrado era avanzada, las

zonas positivas tenan poco relieve y recin a fines de este ciclo es cuando se inician nuevos

procesos de levantamiento con aportes terrgenos, los que se observan en la parte alta de lacolumna sedimentaria del Grupo Copacabana.

Al producirse el levantamiento, los mares se retiran paulatinamente, terminando as el

ciclo sedimentario marino del Paleozoico superior.

En el Per la deformacin tardiherciniana se manifest con una intensidad y naturaleza

que difiere del Sur al Centro. En los Andes Centrales la discordancia tardiherciniana se

evidencia en el cambio litolgico radical que se da al pasar del Prmico inferior al Prmico

superior, pues de una facies marina se pasa a una facies continental. En cambio en el surAudebad y Laubacher, (1969), han evidenciado un intenso plegamiento en el Carbonfero y

Permiano inferior, sobre el cual se han depositado en discordancia angular molasas

continentales del Prmico superior.

La Tectnica tardiherciniana desde Vilcabamba (Cusco) hasta el Per Central se

caracteriza por un levantamiento en bloques, a lo largo de fallas de rumbo NW-SE, las que

dieron lugar a la formacin de fosas y pilares tectnico con el consiguiente retiro de los mares;

lo que fu seguido de una erosin que motiv la acumulacin de las molasas rojas (Grupo

Mitu).


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25Geologa del Per

3.2. Prmico Superior MesozoicoEst representado por una secuencia inferior molsica continental de color rojizo de Grupo

Mitu (Mc Laughlin, 1929), depositada durante el periodo erosivo que sigui a la segunda fase

de la Orognia Hercnica, y por una secuencia superior volcnica de color rojo violceo

intercalado con sedimentos.

La secuencia sedimentaria est constituida por conglomerados, areniscas conglomerdicas,

areniscas arcsicas, limonitas y lutitas que localmente incluyen evaporitas y yeso. En el Norte

y centro de la regin subandina incluye facies mixtas, salobres a marinas.

La secuencia volcnica est formada por derrames, brechas lvicas, piroclstos y tobas

andesticas, dacticas y riodacticas. En algunos lugares se evidencia un periodo de

magmatismo bsico representado por diques y coladas de basalto.

En el Per el Grupo Mitu aflora a lo largo de los Andes entre los 8 y 16 de Latitud Sur. En el

cerro Iscay, 20 Km. Al NO de Juliaca, la secuencia volcnica es conocida como Grupo Iscay,

alcanzando un buen desarrollo. En la costa Sur, entre Atico y Ocoa, se presenta solo la

secuencia sedimentaria.

En base a su posicin estratigrfica y algunas dataciones radiomtricas en los volcnicos y

plutones (260 MA), se asigna al Grupo Mitu una edad Prmico superior a Trisico.

3.2.1. Grupo MituEs una Formacin Paleozoica que suprayace a las rocas del Complejo Maran en

discordancia angular; se distribuye como una franja a la altura del puente Pachas. El grosor

del Grupo Mitu es variable desde unas decenas de metros hasta grosores mayores de 2000

m, sus afloramientos tienen anchos que varan desde 100 m. y 500 m.

Litolgicamente est constituido por conglomerados de areniscas rojas.

En la figura siguiente se muestra la distribucin del Grupo Mitu y las facies que lo forman.


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26Geologa del Per

MAPA PALEOGEOGRFICO DE PRMICO SUPERIORExtrado de Dalmayrac et al (1980)


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27Geologa del Per

3.2.2. MesozoicoDurante el Mesozoico se desarroll el Ciclo Andino cuyo relleno sedimentario tuvo lugar enuna cuenca geosinclinal marginal al continente sudamericano; su eje longitudinal coincide conla Cordillera Occidental. La sedimentacin incluye facies Volcanico Sedimentarias en laparte ms occidental (faja costera), y facies sedimentarias en la parte central de la cuenca.

La sedimentacin Mesozoica est acompaada por cambios laterales y verticales, losprimeros debido a paleorelieves entre las diferentes subcuencas, y los segundos amovimientos oscilatorios a los que estuvieron sometidos dichas cuencas.

La sedimentacin se desarrolla desde el trisico medio hasta el Cretceo superior, un lapsode ms de 150 millones de aos, habindose acumulado una secuencia integrada quesobrepasa los 20000 m.


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28Geologa del Per

IV. MESOZOICO

4.1. TrisicoEl Trisico fue un periodo geolgico de la era Mesozoica que, segn las modernas dataciones,

comenz hace 251 millones de aos y termin hace 199 millones de aos.

Subdivisiones

La Comisin Internacional de Estratigrafa reconoce tres pocas/series y siete

edades/pisos del Trisico, distribuidos en orden de los ms recientes a los ms antiguos

como sigue:

En el Trisico superior (Noriano), el mar penetra en territorio peruano por el norte y por el sur.

La transgresin ms importante viene del Norte y llega paulatinamente hasta cerca de

Abancay formando un golfo. A la altura de Bagua el mar se extenda hasta la margen

Occidental, donde se dio actividad volcnica como producto del proceso de subduccin que

para entonces se iniciaba.

En la regin Andina Occidental la cuenca era somera. En la regin Oriental (Subandina Central

y Norte), la cuenca era profunda, como consecuencia de un proceso de hundimiento al Este


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29Geologa del Per

de la Cordillera Oriental ocasionado por fallamientos NO-SE y N-S durante la Tectnica

Tradihercnica.

Por el Suroeste la penetracin del mar es menor, localizndose en la zona costera y en la

parte baja del Flanco Pacfico de los Andes. Aqu tambin se da una actividad volcnica del

lado marginal, y sedimentaria carbonatada al Este.

4.1.1. Caractersticas de la vidaEl trisico fue el primero de los tres perodos en que vivieron los dinosaurios. Al principio

del Trisico, nuevos animales llenaron aquel mundo vaco. En esa poca coexistieron

grupos de seres vivos supervivientes de la extincin, como los helechos, las

gimnospermas primitivas, algunos reptiles, etc., con nuevos grupos, como las conferas y

los dinosaurios.

En las orillas del agua saltaban las primeras ranas, y las tortugas nadaban en lagos y

ros. El mundo del Trisico comprenda un slo supercontinente llamado Pangea, y los

dinosaurios y los dems animales eran capaces de recorrer cualquier parte del mundo

sobre tierra firme. El clima era clido y hmedo. Junto a los ros y lagos empezaron acrecer varios tipos de plantas, como los helechos, que se extendieron junto a los

estanques.

El clima fue mucho ms seco en el interior, en el que haba grandes extensiones

desrticas, situadas en los clidos trpicos, ideales para los reptiles debido a ellos en los

ecosistemas terrestres del Trisico comenzaron su dominio los reptiles: no solo los

dinosaurios, sino tambin otros grupos, como los reptiles voladores (pterosaurios).


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30Geologa del Per

En este perodo aparecieron los antepasados

de los mamferos. En la vida marina, los

moluscos adquieren dominancia sobre los

braquipodos; aparecen los ammonites y se

extinguen los anfbios primitivos. En los

ocanos existieron los primeros grandes

reptiles marinos, y abundaron los moluscos del

grupo de los ammonites, caractersticos de todo el Mesozoico.

En el Per se han encontrado notables evidencias de depsitos trisicos, restringindose

los hallazgos hacia la parte superior (Carniano, Noriano, Retiano) aflorantes en la

cordillera centro y norte. Existen afloramientos considerados como del Trisico medio

(Ladiniano y Anisiano) pero no estn confirmados. Estos depsitos han sido originados

por las transgresiones y regresiones del mar durante este perodo, encontrndose pocas

evidencias paleontolgicas que permitan una datacin exacta. La evidencia fsil

encontrada y suscrita a este perodo es:

Bivalvia

Branchiopoda Cephalopoda

Conodontes

Crinoidea

Porifera

Cnidaria

Scaphopoda

Echinoidea

4.1.2. Estratigrafa

La sedimentacin marina mesozoica iniciada en el Trisico medio (Ladianiano), se

generaliza en el Trisico superior (Noriano), continuando hasta el Jursico inferior. La

secuencia es ms o menos continua desde el Ecuador hasta el Per central,

extendindose hasta Andahuaylas, Abancay y Chuquibambilla (Dpto. de Apurmac). En

la regin andina central se le conoce como Grupo Pucar.


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31Geologa del Per

La secuencia inferior del Grupo Pucar correspondiente al Trisico superior es conocida

como Formacin Chambar. En el Noreste se le conoce como Formacin Utcubamba y

en el sector Noroccidental como Formacin La Leche. La secuencia comprende calizas

grises oscuras carbonosas en estratos de potencia media y delgada, intercaladas con

lutitas y calizas dolomticas, con fauna del Noriano (Entomonotis ochtica, Myophoria,

Spondylospira). En el yacimiento minero San Vicente y en Cerro de Pasco se han

identificado amonites del Ladiniano (Protrachiceras).

La ausencia de fauna del Rethiano estara identificado un hiato en la secuencia del

Trisico superior.


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32Geologa del Per

4.2. Jursico4.2.1. Evolucin TectnicaEl nombre se debe a las montaas Jura, la cordillera que

divide Francia y Suiza. Se form durante este perodo.

El Jursico dur desde 207 hasta hace 145 millones de aos.Se dividan en tres partes bastante diferenciadas; Jursicoinferior, el medio y el superior. El inferior dur desde 207 hastahace 186 millones de aos. El medio desde 186 hasta 164millones de aos. El superior desde 164 hasta hace 145millones de aos.

Fig. Paleogeografa del Lisico y delDogger en Amrica del Sur (J. Aubouin,H. J. Harrington).

1. Distribucin del Lisico: a: marino, b:continental.

2. Distribucin del Dogger: a: marino, b.continental.

Jursico inferior

En tiempos del Jursico inferior, las transgresiones progresan logrndose unir el mar deAbancay con el del Suroeste. La actividad volcnica continuaba en el Noroeste y mientrasque en el Sur se extenda hasta la Regin de Arequipa y ms tarde, a Ica y a la CostaCentral, generalizndose as en todo el margen continental como consecuencia deldesplazamiento del Continente Sudamericano hacia el Oeste, por encima de la PlacaOcenica.


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33Geologa del Per

Figura. Paleografa en el Lisico

Adaptado de Mgard F.

Jursico medio

Al finalizar el Jursico inferior se producen regresiones, tanto al Sur como en el Norte,quedando algunas reas del Centro (Huancavelica, Ayacucho) y Sur (Arequipa, Moquegua),sumergidas hasta el Jursico medio, con subsidencias en tiempos del Bajociano, donde sedepositan carbonatos (Formaciones Socosani y Chunumayo) y clsticos en las partesmarginales (Fm. Cercapuquio).

Los movimientos epirognicos vinculados a la Tectnica Nevadiana del Hemisferio Norte,empiezan a presentarse hacia el Oriente y al Norte de los 12 S formando una cuencadonde se depositaron areniscas, calizas y evaporitas que indican mares someros en retiraday con fuerte evaporacin. La actividad volcnica se prolonga por la parte Occidental hasta elnivel de Nazca.

En tiempos del Bathoniano, la sedimentacin se interrumpe en la parte Occidental debido aun corto perodo de regresin. A fines del Jursico medio (Caloviano) a lo largo de laCuenca Sur Occidental se generaliza una nueva transgresin venida desde el Norte de Chilellegando hasta Huancavelica (Cuenca Alta del Ro Pisco), depositndose entonces en unmedio somero y oscilante una potente secuencia clstica que pasa en la parte marginal afacies volcnicas (Grupo Yura).

La Cuenca Oriental contina su relleno con depsitos continentales rojizos hasta el Jursicosuperior.


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34Geologa del Per

Figura. Paleografa en el Dogger.

Adaptado de Mgard F.

Jursico superior (Fase nevadiana)

A finales del Jursico medio y comienzos del superior, los movimientos nevadianosprovocan una emersin del territorio peruano, marcando una discordancia que se ubicaentre el Titoniano y el Bajociano correspondiendo ello a una importante epirogensis. Estelevantamiento determina en el Centro y Norte la definitiva separacin en dos cuencas: unaNoroccidental y la otra Oriental, teniendo al centro un bloque levantado que se conoce comoArco del Maran. Este episodio tectnico genera una discordancia marcada por latransicin de una sedimentacin continental a otra marina en la Cuenca Oriental con unadiscordancia ligeramente angular en algunos lugares.

La cubeta sur peruana que se fue rellenando desde el Jursico inferior y medio, se expandicon su eje de sedimentacin a lo largo de la Cordillera Occidental en el Jursico superior,recibiendo una sedimentacin detrtica; mientras que al borde Oeste continu la actividadvolcnica en forma activa en la Costa Sur de Lima; individualizndose de esta manera unarea volcnica costera.

Figura. Paleografa en el Malm.

1: Areniscas y lutitas marinas; 2: Areniscas deltaicascontinentales; 3: Series volcnicas. 4: Seriescontinentales subandinas. 5:Zonas emergidas


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35Geologa del Per

4.2.2. EstratigrafaLa sedimentacin marina del Trisico superior, representada en la regin andina por la basedel Grupo Pucar, contina en el Jursico inferior con la parte superior del Grupo Pucar(Formaciones Aramachay y Condorsinga).

Las Formaciones Aramachay y Condorsinga estn expuestas entre los 6 y 13 de LatitudSur, desde el Ecuador, pasando por el valle del ro Maran, Cerro de Pasco, Junn y elvalle del Mantaro, hasta Andahuaylas y Abancay en el Sur.

Estn constituidas por calizas detrticas, a veces oolticas, de color gris claro a oscuro.Algunos niveles de calizas carbonosas de color negro, calizas dolomticas y dolomitas, seencuentran intercaladas con lutitas, margas y areniscas calcreas. Localmente hayintercalacin con horizontes delgados a medianos de tobas, con buena estratificacin. Lascalizas por lo general contienen abundante chert en ndulos, lentes o bandeada.

En la Regin Subandina, en reas de los departamentos de Pasco, Junn, Hunuco, San

Martn y Amazonas, el Grupo Pucar aflora a lo largo de fajas de rumbo NO-SE,distinguindose en el Dpto. de Amazonas las Formaciones Chillingote y Suta, sobrepuestasa la Formacin Utcubamba del Trisico superior.

En los Andes centrales entre San Ramn, Oxapampa y Tingo Mara el Jursico inferioralcanza un gran desarrollo con mayor espesor y riqueza de fauna. Se caracteriza en el reapor albergar yacimientos minerales de plomo, zinc, plata, y cobre en los niveles dolomticos,constituyendo un importante metalotecto. Los estudios realizados en esta regin(INGEMMET - JICA) han permitido diferenciar seis unidades en el Grupo Pucar,correspondiendo las dos inferiores al Trisico medio a superior y las cuatro superiores alJursico inferior y medio.

En la costa Sur, el Jursico inferior est representado por volcnicos andesticos y dacticos(Fm. Junerata), que afloran al NE de Tacna infrayaciendo a limolitas, lutitas y potentesbancos de calizas de la Formacin Pelado. En Arequipa el Jursico inferior est constitudopor los volcnicos de la Formacin Chocolate, que incluyen lechos de calizas arrecifales confauna del Sinemuriano.

El Jursico mediose tiene en el Per central representado por una secuencia calcrea queconstituye la continuacin de la sedimentacin del Grupo Pucar. Entre Huancavelica,Abancay y el SO de Ayacucho aflora como una faja con rumbo NO-SE, conocida comoFormacin Chunumayo, que contiene Sthephanoceras y Sonninia del Bajociano.

En el Sur, en Arequipa, el Jursico medio est representado por las Formacin Socosani,consistente en calizas grises con fauna del Toarciano al Bajociano, cubierta por laFormacin Puente (Grupo Yura), con cuarcitas y areniscas grises intercaladas con lutitasnegras con abundante fauna (Reineckeia, Macrocephalites y Perisphinctes ) del Caloviano.

En el valle del Caplina, al NE de Tacna, aflora una secuencia de lutitas y areniscas en capasdelgadas con fauna del Toarciano al Bajociano inferior, conocida como Formacin SanFrancisco.

En ro Grande (Dpto. Ica), el Jursico medio se presenta como una gruesa secuenciavolcnica andestica (lavas y brechas), con una base de conglomerados y areniscas y en laparte superior calizas con abundancia de corales del Caloviano.


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36Geologa del Per

El Jursico superiorse encuentra bien desarrollado en el Sur, desde la frontera con Chilehasta Huancavelica, llegando a la cuenca alta del ro Pisco. En toda esta extensin, a lolargo de la Cordillera Occidental, presenta una potente secuencia clstica con facies decuenca (Grupo Yura), que pasan a facies volcnicas en la regin costera (Fms. Guaneros yJahuay).

El Grupo Yura se encuentra mejor expuesto en la quebrada Yura, a 20 Km. al Norte deArequipa. El Grupo Yura comprende la Formacin Puente (Caloviano), seguida de laFormacin Cachos, de rocas principalmente lutceas, la Formacin Labra de areniscascuarzosas, cuarcitas y lutitas, seguida de la Formacin Gramadal, constituda por calizascon fauna del Jursico-Cretcico, y por la Formacin Huallhuani, con cuarcitas, la que por suposicin estratigrfica correspondera al Cretcico.

La actividad volcnica occidental en el Jursico superior est representada en eldepartamento de Ica por la Formacin Jahuay, constitudo por lavas y brechas andesticas

porfirticas con una parte superior de areniscas calcreas y calizas conteniendo amonites(Perisphinctes y Virgastosphinctes) que indican una edad Titoniana (Jursico superior).

En el rea de Lima la columna estratigrfica del Jursico superior empieza con volcnicosandesticos del Grupo Puente Piedra, de edad Jursico-Cretcico (Titoniano-Berriasiano).

Entre el Jursico medio tardo y el Jursico superior se identifican cambios litolgicosvinculados a movimientos epirognicos correspondientes al Tectonismo Nevadiano, loscuales reactivan el levantamiento de la Cordillera Oriental, formando cuencas en el Noroestey Oriente del Per.

En la cuenca Nor Occidental se deposita la Formacin Chicama como una secuencia

lutcea oscura con intercalaciones de areniscas, capas lenticulares de calizas, lechosarcillosos y volcnicos tobceos, con amonites del Titoniano.

En la cuenca Oriental (Oxapampa y Tingo Mara) aflora una secuencia continental,constituda por areniscas y limolitas rojizas con evaporitas seguida de una secuenciamolsica rojiza, con areniscas, lutitas, arcillas y horizontes conglomerdicos, presente en laRegin Subandina y en el Llano Amaznico. A estas secuencias de capas rojas se lesconoce como Formacin Sarayaquillo del Jursico superior. Esta Formacin queda limitadaentre el grupo Pucar por la base y el Grupo Oriente en el techo.


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37Geologa del Per

V. IMPORTANCIA GEOLGICA EN LA BSQUEDA DEYACIMIENTOS

Para permitir la correlacin entre las unidades geolgicas y las ocurrencias minerales en el

mapa se consigna la geologa general simplificada, diferenciando las franjas sometidas a los

plegamientos pre-cambrianos, paleozoicos y andinos. La bsqueda de minerales

relacionados nos hace remontarnos a los eventos que sucedieron en esta etapa geolgica.

5.1. MAGMATISMO PALEOZOICO5.1.1. Plutonismo del Paleozoico inferior

La actividad magmtica plutnica del Paleozoico inferior se muestra en el macizo deArequipa, en dos formas: (1) el complejo gneo tectnico Caman-Atico de 440 M.A. de

antigedad segn Rb/Sr, (Shackleton y otros, 1979), (2) el batolito granodiortico post-

tectnico de San Nicols, mencionado por Pitcher (1974), con edades K/Ar de 440/430 M.A.

reportadas por Wilson P. (1975), y una iscrona Rb/Sr de 329 M.A. segn Shackleton y otros

(1979).

Batolito de San Nicols

Entre la Pennsula de Paracas, incluyendo a las islas contiguas y el rea de Marcona, se

presenta un conjunto de plutones cuyas caractersticas petrogrficas son similares al Batolito

de la Costa (Regg W., 1953). Durante la fase de la intrusin se desarrollan 3 tipos de rocas

predominantes: (1) un ncleo de adamelita gris rosada de grano grueso con incremento de

feldespato potsico y ligera disminucin de hornablenda; (2) una parte intermedia de

granodiorita gris mescrata de grano grueso, caracterizada por tener cristales tabulares de

hornablenda; (3) la parte marginal de dioritagabro gris verdosa con un alto contenido de

plagioclasa (66%).

La actividad magmtica que origin el Batolito de San Nicols, conocido tradicionalmente

como granodiorita San Nicols, tiene la particularidad de manifestarse nicamente en la

Cordillera de la Costa, intruyendo a unidades del Complejo Basal de la Costa y a formaciones

calcreas pre-mesozoicas.

Se tienen intrusiones menores pertenecientes al mismo magmatismo, representadas por

diques y pequeos stocks de prfido rojo cuarcfero y alaskita. Tambin han intrudo cuerpos

subvolcnicos porfirticos de andesitas microporfricas, dacitas porfricas y microdioritas.


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38Geologa del Per

El Batolito de San Nicols se encuentra aislado del Batolito de la Costa por una amplia franja

de fallamiento que determina la Depresin Preandina, probable factor de control de sus

emplazamientos. Ninguna de sus unidades parece repetirse en el ambiente opuesto (Caldas

J., 1978). Wilson P. (1975), determin dos pares de edades K/Ar en biotitahornblenda en el

Batolito de San Nicols. El primer par di de 442 10.4 a 438 9 M.A., mientras el segundo

par concordante di edades de 428 12.2 y 42110.9 M.A. Finalmente obtuvo una isocrona

en roca total por Rb/Sr que di una edad de 400 22 M.A. encontrndose discrepancia entre

las dataciones k/Ar y Rb/Sr. En todo caso es aceptable asumir una edad de 420 M.A. para el

Batolito de San Nicols, por lo que se considera de edad silrica.

Macizo de Querobamba

Se ha denominado Macizo de Querobamba a una intrusin batoltica que aflora entre los 13o

31 y 14o 15 de Latitud Sur aproximadamente, entre los departamentos de Ayacucho y

Apurmac, con una orientacin SE-NO.

La litologa corresponde a granitos de grano grueso cuyos componentes principales son

ortosa y cuarzo con escasos ferromagnesianos. Se diferencian granitos, granitos gnisicos

rosados y granitos gnisicos blanco a gris, con relaciones no muy claras entre ellos.

El macizo est cubierto discordantemente por un conglomerado con rodados de granito rojo

asignado al Grupo Mitu, igualmente est cubierto por las calizas del Grupo Pucar.Considerando su posicin estratigrfica y la similitud litolgica con algunos granitos del

complejo basal de la Costa intrusivos del domo de Amparaes, se le ha asignado una edad

paleozoica inferior.

Adamelita de Pacococha

La adamelita de Pacococha aflora en una seccin que pasa por el Lago de Pacococha, al

borde de la carretera de Junn a Chupn, en direccin del casero de Ynec. Es una rocaporfrica de grandes pertitas zonadas y biotita a menudo cloritizada. No est deformada a la

escala de la muestra, sino que est dividida en prismas por una red de diaclasas espaciadas

de 2 a 10 m., a menudo ocupadas por filones de diabasa.

En sus bordes Norte y Este recorta esquistos sericticos proterozoicos, es cubierta en forma

discordante por conglomerados de la base del Carbonfero. La edad geocronomtrica K/Ar de

las biotitas, medida por H. Malusky y P. Beatrix es de 346 10 M.A., es decir, Devoniano

superior a Carbonfero inferior.

Plutn de Balsas.


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39Geologa del Per

El plutn de Balsas aflora en los alrededores del pueblo de Balsas, en el Valle del Maran,

esquina SE de la hoja de Celendn, prolongndose hacia el extremo Oeste de la hoja de

Leymebamba. La roca es un granito de textura inequigranular de grano medio a grueso, de

color rosado a gris claro; sus principales minerales son plagioclasa, ortosa y cuarzo, y como

accesorios, biotita en cristales aislados y escasa hornablenda. En menor proporcin se

encuentran granodioritas.

El plutn de Balsas es de geometra subalargada, encontrndose limitado por fallas de tipo

inverso que lo ponen en contacto con el Complejo del Maran, Grupo Pucar y otras

unidades asignadas al Cretceo. La unidad plutnica ha sido emplazada durante la tectnica

eoherciniana en rocas del complejo metamrfico del Maran de edad proterozoica,

encontrndose cubierta por rocas del Grupo Mitu (Prmico superior). Una muestra tomada a

1.5 km. al SE de Balsas realizada por A. Snchez (1983), arroja una edad geocronomtrica

de 346,7 7.3 M.A. en el anlisis de biotitas. De acuerdo a estos resultados resulta evidente

que la edad obtenida en el plutn de Balsas,

conjuntamente con otras dataciones realizadas en el centro del Per, corresponden al rango

cronoestratigrfico Devoniano superior a Carbonfero inferior.

Granito de San GabnEl granito de San Gabn es un gran batolito de lmites bastante difusos que aflora al noroeste

de Ollaechea, observndose en el corte de la carretera que bordea el ro San Gabn, entre

Urahuasi y Casahuari.

Se trata de un granito con cuarzo, ortosa, microclina, plagioclasa, An10/15 y grandes hojuelas

de biotita de color marrn-rojizo; contiene tambin muscovita, andalucita, estaurolita y

cordierita. Estas ltimas caracterizan el metamorfismo de los esquistos encajonantes. Los

minerales, a menudo deformados y fracturados, demuestran que el granito ha sufrido una leve

cataclasis posterior a la intrusin. El metamorfismo termal es muy difuso.El granito de San Gabn es el nico con el que se ha podido establecer una relacin con la

fase eoherciniana. Las relaciones entre el granito y la roca caja del Paleozoico inferior

sugieren que la intrusin se realiz durante y despus de la formacin de la esquistosidad

eoherciniana.

5.1.2. Plutonismo del Paleozoico superior

En el Per no se conoce con certeza la existencia de un plutonismo de la fase eoherciniana

post-tectnica (Carbonfero inferior, Megard F., 1973). Sin embargo, algunos episodios


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40Geologa del Per

magmticos leucogranitos (Victoria-Laupi, Tortuga- Satipo), en el centro del Per, seran de

este origen.

Intrusiones entre San Ramn-Chaglla

Los intrusivos estn alineados en la parte central de la Cordillera Oriental siguiendo el rumbo

andino. Comienzan en las inmediaciones de Tarma y San Ramn en el Sur, pasando por el

Oeste de Oxapampa hacia Chaglla, aproximadamente entre los paralelos 9o 30 y 12 o 15 S.

En este complejo gneo se han identificado intrusivos del Paleozoico superior, rocas diorticas

mesozoicas, rocas granticas y prfidos asignados al Cenozoico.

Las rocas granticas paleozoicas expuestas entre Tarma y el Oeste de Oxapampa se

presentan de 2 tipos: (1) granodioritas granitos blancos de grano grueso a medio,

holocristalinos, cuya composicin promedio es plagioclasa 55- 64%, cuarzo 22-27%, biotita

15-18%; y, (2) granitos rojos de grano grueso a medio, holocristalinos, con composicin

promedio de plagioclasa 35%, ortoclasa 27%, cuarzo 35%, biotita 4%. Los granitos rojos

intruyen a las granodioritas.

Por las relaciones de campo, y por ser granitos sin mayor deformacin, se les asigna al

Paleozoico superior durante la fase eoherciniana, post-tectnica. Las edades

geocronomtricas reportadas para el granito de San Ramn son de 346 M.A. y 238 10 M.A.

(Capdevilla y otros, 1977), sugirindose una edad del Devnico al Permo-Trisico.

5.1.3. Magmatismo Permo-Trisico

Durante el Permo-Trisico la Cordillera Oriental ocup el lugar de la faja ensilica,

caracterizada por ser una zona de acumulacin de molasas (capas rojas) y de la emisin de

lavas alcalinas y peralcalinas. Durante este perodo fueron emplazados en asociacin

granodioritas, dioritas y plutones monzogranticos, formndose una serie distinta de granitos

subalcalinos derivados del manto, respecto de las granodioritas del Mesozoico de la Cordillera

Occidental.

Volcnicos del Grupo Mitu al SE del Per

En la cordillera de Carabaya las rocas volcnicas del Grupo Mitu muestran una composicin

particular: peralcalinas alrededor de Macusani, alcalinas al N y NO de Crucero y shoshonticas

en la vecindad de Antauta (Kontak D. H.,1985). Las caractersticas resaltantes de las tres

familias de rocas volcnicasbsicas son las siguientes:


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a. Los basaltos alcalinos consisten en rocas macizas, vesiculares, afanticas, con plagioclasa

y clinopiroxeno olivino-piritoso.

b. Los volcnicos shoshonticos comprenden olivino, plagioclasa, cuarzo, pirita, absarokita y

ortopiroxenos; y, plagioclasa, cuarzo y olivino, a shoshonita porfirtica.

La asociacin de cuarzo y olivino, interpretada como fase magmtica de alto contenido de

Al2 O3 , los fenocristales de ortopiroxenos y la presencia de doble zonamiento, tanto en olivino

como en ortopiroxenos (Kontak, en preparacin), son interpretadas como reflejo de un origen

de los magmas en condiciones de alta

presin.

c. Los volcnicos peralcalinos son generalmente afanticos, pero existen variedades con

feldespato alcalino y nefelina de textura porfirtica. La serie shoshontica del Cerro Moromon

se sobrepone a los estratos

carbonferos del Grupo Copacabana. La datacin total Rb/Sr en rocas de estos volcnicos

indican una edad entre 250 y 270 M.A., pero es posible una edad ms joven. En el norte

boliviano los flujos baslticos dieron una edad de 245 5.8 M.A. y 280 7.6 M.A., por el

mtodo K/Ar. Esto sugiere una edad del Prmico superior.

Una segunda serie de los volcnicos Mitu de secuencia peralcalina, al Norte de Macusani,

fue datada por el mtodo K/Ar, dando edades de 184.2 M.A. y 173.5 3.1 M.A. en biotitas

(Stewart, 1974). Esta edad jursica tambin sugiere que las sienitas peralcalinas y los

volcnicos deben representar un magmatismo cogentico y coetneo. Por lo tanto, es

aparente que por lo menos las ltimas etapas de los volcnicos Mitu fueron contemporneas

con el magmatismo del arco interior (Kontak.D.,1985), el cual se inici en la regin costera

del Pacfico a fines del Trisico superior e inicios del Jursico inferior.

En la actualidad no se cuenta con informacin geocronomtrica para los basaltos alcalinos,pero la ubicacin de estas rocas, dentro de las porciones inferiores de la estratigrafa del Mitu,

sugiere un perodo temprano del vulcanismo.

Las tres series volcnicas del Mitu se diferencian en base a su geoqumica (Figs. 13 y 14).

Segn la clasificacin de Irvine y Baragar, los volcnicos y basaltos alcalinos permanecen en

el campo alcalino, mientras que las shoshonitas son subalcalinas y ocupan el campo de

basaltos en la regin de alto aluminio, Kuno (1969). Las tres series volcnicas tambin se

distinguen en el diagrama AFM, en el cual la serie peralcalina muestra enriquecimiento

relativo en lcalis, en contraste con los basaltos alcalinos y shoshonitas, los cuales estnrespectivamente enriquecidos en FeO y MgO. La abundancia relativa de otros xidos


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principales tambin puede ser utilizada para diferenciar a estas series, por ejemplo: (1) los

volcnicos peralcalinos son ricos en Al2 O3 y MgO y pobres en TiO2 ; (2) las shoshonitas se

caracterizan por una alta relacin K2 O/Na2 O (para rocas

subalcalinas), y bajo contenido de TiO2 y hierro total.

5.1.4. Plutonismo Permo-Trisico

En los Andes peruanos el vulcanismo est estrechamente asociado a la fracturacin y a la

sedimentacin de molasas (capas rojas), de edad permo-trisica (Jenks, 1951). Los basaltos

alcalinos y flujos dacticos riolticos de alto contenido de potasio, forman una provincia

peralcalina tpica.

Series de grandes plutones de granito estn estrechamente asociadas en espacio y tiempo al

vulcanismo y a la fracturacin, observndose cizallamiento transversal claro y una angosta

aureola de contacto no bien desarrollada. A lo largo del perodo posthercnico se pueden

distinguir dos tipos de plutonismo, ambos ligados a la fracturacin de la corteza continental.

Plutonismo alcalino con tendencia calcoalcalina: representado por varios batolitos granticos

de gran extensin, formados por leucogranitos, granitos con biotita marrn, monzogranitos,

etc. Se trata de intrusiones posteriores a la tectnica tardiherciniana que tuvieron lugar durante

el Prmico superior. Plutonismo hiperalcalino posterior, emplazado en un rango comprendido entre el Prmico

superior y Jursico inferior.

Plutonismo Alcalino a Calcoalcalino

a. Plutn de Coasa

Est ubicado a unos 25 kms. al NE de Macusani, en el lmite de las hojas de Macusani,

Ollaechea, Limbani y Coasa de la Carta Geolgica Nacional. Se trata de un enorme cuerpo

intrusivo de forma globular con una superficie de cerca de 800 km2 .El granito de Coasa comprende un cuerpo principal y algunos macizos anexos situados en los

lmites NO y SE. Los macizos anexos estn separados del cuerpo principal por fallas de

desgarre de direccin NO - SE, responsables de las escamas de Usicayos que funcionaron

durante y despus de la fase del Eoceno.

Si se anularan los efectos del desplazamiento ocasionado por las fallas de desgarre podra

reconstruirse aproximadamente la forma inicial del batolito, cuya proyeccin en forma de

almendra est dispuesta segn una direccin aproximada de E O. El desplazamiento se

relaciona a grietas de tensin, o la apertura por fallas transformantes intracontinentalesligadas a un sistema cizallante (Laubacher G., 1978).


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La facies petrogrfica ms frecuente es la que aflora entre Coasa y el abra del mismo nombre.

Corresponde a un granito porfrico con grandes cristales de ortosa fuertemente maclados que

presentan estructuras pertticas de plagioclasas An10/15 a veces zonadas. Adems, existen

xenomorfos y biotita marrn normalmente cloritizada. Se han realizado varios anlisis

qumicos (R. Capdevilla), en los que se observa que la relacin K2 O/N2 O se aproxima a 1,5

mientras que el porcentaje de CaO es bajo.

En el lmite NO el granito de Coasa intruye a las series carbonatadas de los grupos Tarma y

Copacabana, produciendo skarns, mientras que en el lmite SE ha formado una aureola de

contacto de varios kilmetros de ancho en rocas del Paleozoico inferior que se caracterizan

por la presencia de esquistos manchados.

Por el metamorfismo de contacto provocado en las calizas del Prmico inferior es posterior a

dicha serie. Una primera datacin hecha por Stewart et. al. (1974), sobre una muestra de

granito, dio una edad de 207 M.A. por el mtodo K/Ar. Sobre otra muestra tomada en el centro

del batolito, Lancelot et. al. (1978), han obtenido finalmente una edad de 238 11 M.A.,

ubicando la intrusin en el Prmico superior. Esta nueva datacin realizada por el mtodo

U/Pb sobre diferentes fracciones de zircones pone en evidencia un rejuvenecimiento de la

muestra estudiada por Stewart et. al. (1974), lo que puede explicarse por la cataclasis sufrida

por el plutn durante la Fase Andina.

b. Plutn de Limbani

El plutn de Limbani est ubicado en la margen izquierda del ro Quitn, en Limbani (Puno).

Es un intrusivo de 100 a 150 km2 alargado con direccin NOSE.

Desde el punto de vista petrogrfico se trata de una monzonita cuarzosa con textura porfrica,

formada por cuarzo, ortosa, microclina, plagioclasas zonadas, clinozoisita y biotita cloritizadas.

Su composicin qumica es muy similar a la del granito de Coasa.

c. Plutn de AricomaEst ubicado en los alrededores del pueblo de Aricoma (Puno). Es de forma triangular y tiene

una superficie que no supera los 100 km2 . El plutn de Aricoma, poco deformado, es de

matriz bastante oscura y corresponde a una facie granodiortica, es ms rico en plagioclasa

que el plutn de Coasa y el de Limbani. El anlisis qumico demuestra que la relacin K2

O/Na2 O es igual a 1 y que el porcentaje de CaO es relativamente alto.

Sobre una muestra en el macizo de Aricoma se ha obtenido una edad de 230 10 M.A. por

el mtodo U/Pb (resultado preliminar sobre 3 fracciones de zircones) Lancelot y Laubacher.

Por lo tanto, el emplazamiento tuvo lugar en el Prmico superior.


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Plutonismo Hiperalcalino

a. Sienita Nefelnica de Macusani

Esta roca sientica aflora a lo largo del ro San Gabn, entre Macusani y Ollaechea, o en el

fondo de los valles glaciares del macizo de Allincapacc, mientras que en las cimas afloran las

vulcanitas del Grupo Mitu parcialmente metamorfizadas por las sienitas. Se pueden distinguir

facies ms menos cristalizadas y facies

tectonizadas. Facies granulares: caracterizadas por cristales de nefelina, feldespatos

potsicos, biotita, augita, aegirina y a veces sodalita y analcima.

Facies microgranulares: son variedades ms oscuras que las anteriores, ricas en anfboles,

piroxenos y biotitas.

Facies afanticas: en su borde Oeste la sienita se ha emplazado en las vulcanitas del Grupo

Mitu, desarrollando una aureola de metamorfismo. En el contacto, la sienita se caracteriza por

una facie marginal y por todo un cortejo subvolcnico de filones, stocks y lavas porfirticas de

composicin tonoltica, con grandes cristales de nefelina y anortita dispersados en una pasta

con un tramado de finas varillas de feldespatos.

Facie gnisica: la sienita se encuentra afectada por una intensa milonitizacin que vara de

una facie con fracturacin grosera hasta una facie gneisificada totalmente milonitizada.Laubacher G.(1978), distingue dos facies geoqumicas diferentes:

Facies muy ricas en almina y sodio, pobres en xidos de hierro, magnesio, calcio y titanio

(Fig. 15).

Facies menos ricas en almina, en sodio y slice, pero muy ricas en hierro, calcio y titanio.

(Fig. 16).

5.2. Relacin entre el Vulcanismo y Plutonismo Permo Trisico

El magmatismo permotrisico del SE del Per ha sido tratado como dos series gneas

distintas, los volcnicos predominantemente bsicos del Grupo Mitu y los batolitos

granodiorticos y monzogranticos. Sin embargo, la asociacin tiempo, espacio y tectnica

sugieren una relacin contnua de causa y efecto. Kontak D. (1985), atribuye todo el

magmatismo permotrisico de la Cordillera Oriental peruana a un perodo de distensin

tectnica independiente de los procesos relacionados a la subduccin. Se hace una analoga

con la paleofosa permiana de Oslo, en la cual el vulcanismo bsico superior de afinidad


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alcalina asociado con sedimentos de molasas fu seguido por el emplazamiento de granitos

a biotita de textura rapakiwi derivados de la corteza (Rauberg y Larsen,

1985).

5.3. Yacimientos MetlicosEl origen de los recursos metlicos del Per est relacionado a los ciclos orognicos

precmbricos, paleozoicos y sobre todo al andino. A los ciclos precmbricos se relacionan

principalmente indicios de nquel y cromo en rocas ultrabsicas de la Cordillera Oriental.

A los ciclos paleozoicos se relacionan mineralizaciones aurferas en vetas, mantos,

yacimientos estratoligados vulcanognicos, as como mineralizacin polimetlica en vetas

relacionadas a la actividad magmtica eohercnica y tardihercnica.

La mineralizacin de cobre, cinc, plomo, plata, estao, tungsteno, etc, generalmente estrelacionada al Ciclo Andino. Los numerosos yacimientos en este ciclo y su distribucin

espacial establecen provincias o franjas metalognicas a escala regional, las que en general

muestran orientacin sub-paralela respecto a la cadena andina. A continuacin se describen

brevemente las principales ocurrencias,

5.4. Yacimientos relacionados a los ciclos Paleozoicos

Los afloramientos paleozoicos ms extensos se sitan en la Cordillera Oriental, con excepcin

de su parte meridional (Clark et. al. 1990). Esta es una regin generalmente poco accesible

y relativamente mal inventariada a nivel de sus recursos minerales, sin embargo, a

continuacin hacemos un recuento de las principales ocurrencias.

Vetas y Yacimientos Estratoligados de Oro del Ordovcico

Los ms importantes yacimientos en el Paleozoico son de oro. Ocurren asociados convolcnicos marinos de edad ordovcica y granitoides de edad Hercnico inicial. Los volcnicos

Ananea y los esquistos ordovcicos en la regin Sureste (rea Sandia), contienen yacimientos

estratoligados y vetas que muestran deformaciones correspondientes al tectonismo Hercnico

inicial.

Las ms importantes ocurrencias estratoligadas de este grupo son: Gaviln de Oro, Untuca,

Ana Mara, Carabarena (Volcnicos Ananea), y La Rinconada (esquistos ordovcicos). Vetas

que cortan esquistos ordovcicos ocurren en Quincemil, Manco Cpac, Ollaechea,Candelaria, Benditani y Santo Domingo (Cardozo & Cedillo 1990).


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Vetas Aurferas Pre-Andinas y del Hercnico Temprano

Importantes vetas de cuarzo aurfero ocurren dentro y alrededor de intrusiones granodiorticas

del Hercnico inicial (?) en el Batolito de Pataz, en la regin de Pataz-Parcoy -Buldibuyo

(Lochmann & Schreiber 1988, Schreiber 1989, Schreiber et. al. 1990). Estas vetas

contribuyen a las acumulaciones en placeres de la cuenca media del Maran (Cardozo &

Cedillo 1990).

Otras vetas de menor importancia relacionadas a intrusivos de posible edad pre-andina

ocurren en el rea de Huachn, cerca a Cerro de Pasco.

Ocurrencia de Pequeos Yacimientos Estrato-Ligados en Secuencias Devnicas

Kobe (1990 a), reporta pequeas ocurrencias estratoligadas de nquel cobre y cobre-cinc-

plomo-fierro en el rea del anticlinal Ultimtum, en secuencias devnicas de la Formacin

Excelsior, constituda por filitas, mrmoles y volcnicos bsicos.

Mineralizacin de Cobre y Plata en Rocas Carbonatadas del Pensilvaniano

Slo se conoce el yacimiento de Cobriza, emplazado en el Grupo Tarma del Pensilvaniano,ubicado en el flanco Oeste de la Cordillera Oriental. Tradicionalmente este yacimiento fue

considerado como uno de tipo skarn distal (Petersen 1965, Valdez 1983); sin embargo, otras

investigaciones (Huamn et. al. 1990), sugieren un origen singentico de la mineralizacin.

Vetas Polimetlicas del Hercnico Tardo (?)

La veta polimetlica de San Cristbal es de 3 km de longitud y produce cobre, plomo, cinc y

plata, contiene adems tungsteno y estao (Campbell 1987). Atraviesa la secuenciapaleozoica de la zona y est relacionada al intrusivo cuarzo-monzontico Chumpe de edad

an no determinada, aunque muchos autores lo consideran del Terciario. La mineraloga

peculiar de la veta as como el

hecho de que no corta la secuencia Mesozoica insina una edad Hercnico tardo. La veta

Andaychagua de 2 km de longitud, localizada 4 km al Este de San Cristbal, est mineralizada

con cinc, plomo y plata (Landeo 1986).


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Ocurrencias Estratoligadas en Capas Rojas y Volcanoclsticos Prmicos

En el rea de Tarma las capas rojas prmicas del Grupo Mitu, contienen pequeas

ocurrencias estratoligadas de cobre, con algo de vanadio y quizs uranio. Este es el caso del

yacimiento Negra Huanusha (Amstutz 1956, Kobe 1960, Kobe 1990 b); mientras que en el

Domo de Yauli (Abra de Chumpe y Tingo de Andaychagua), se da cuenta de la presencia de

diseminaciones de pirita, bornita, calcopirita, esfalerita y galena en volcanoclsticos prmicos

del Grupo Mitu (Kobe 1990 c).


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CONCLUSIONES

El Carbonfero superior (Pensylvaniano) en el Per, est conformado por el GrupoTarma, la unidad est conformada por una intercalacin de areniscas, calizas y

limoarcilitas, cuyas proporciones resultan ser variables segn la aparente

paleogeografa que tuvo durante su depositacin.

El Trisico fue un perodo de recolonizacin del mundo, tras el impacto de la

extincin masiva del final del Prmico.

Entre el Jursico medio tardo y el Jursico superior se identifican cambios litolgicos

vinculados a movimientos epirognicos correspondientes al Tectonismo Nevadiano,

los cuales reactivan el levantamiento de la Cordillera Oriental, formando cuencas en

el Noroeste y Oriente del Per.

BIBLIOGRAFA

Boletn N 55 Serie A: CARTA GEOLGICA NACIONAL. GEOLOGA DEL PER.

INGEMMETGNESIS DEL CARBN PERUANO EN EL MARCO DE LA TECTNICA GLOBAL.

Estanislao Dunin-Borkowski, Javier Jacay, Jos Snchez-Izquierdo.EXPEDIENTE TCNICO DE LA CARACTERIZACION DE LAS UNIDADES

GEOLGICAS Y DEL INVENTARIO DE RECURSOS METLICOS, NOMETLICOS, Y PELIGROS GEODINAMICOS Ing. Walter Ciprian Usca

Unidad III. Transicion Paleozoico Triasico

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