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Geología del Perú

REGIONES ESTRUCTURALES DEL PERÚ SEGÚN COBBING Y PITCHER

UNIVERSIDAD NACIONAL SAN ANTONIO ABAD DEL CUSCO BHRAYAM CONDORI CAÑARI

Año del buen servicio al ciudadano Universidad Nacional San Antonio Abad del Cusco

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN ANTONIO ABAD DEL CUSCO FACULTAD DE INGENIERÍA GEOLÓGICA, MINAS Y METALURGIA ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

¨Regiones estructurales del Perú según Cobbing y Pitcher” Por:     

Bhrayam Condori Cañari Jayluz Melany Cruz Tapia Jimmy Diaz Tafur Mario Ccama Nina Chuquichampi Huaraya Jesús

120638 131015 122067 120798 134305

Asignatura: Geología del Perú Docente: Ing. Jose Daniel Urday Chavez Semestre: 2017-II Cusco - Perú Escuela profesional de Ingeniería Geológica

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2017

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PRESENTACION El presente trabajo resume de forma puntual las regiones estructurales del Perú según los autores Cobbing y Pitcher, dentro de las cuales están integradas el cratón precambriano, la faja plegada del paleozoico, depósitos de plataforma del mesozoico, faja plegada mesozoica, intrusivos del mesozoico, cuenca de molasa del altiplano, volcánicos terciario – cuaternario, desarrollando de cada punto.

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Cratón Precambriano El Cratón amazónica es una provincia geológica ubicada en América del Sur. Que ocupa una gran parte del centro, norte y este del continente. El Escudo de la Guayana y el Escudo de Brasil Central (Escudo del Guaporé) constituyen respectivamente las partes exhumadas del norte y del sur del craton. Entre los dos escudos se encuentra la Fenda del Amazonas, una zona de debilidad dentro del cráton. Crátons menores de rocas pre-cambrianas al sur del Escudo Amazónico son el Cráton del Río de la Plata y el Cráton São Francisco, que se encuentra al este. El Cráton del Río Apa en la frontera Paraguay-Brasil es considerado probablemente apenas la parte sur del Cráton Amazónico. Las rocas del río Apa fueron deformadas durante la orogenia de Sunsás.

El basamento precámbrico Los cratones de la Sudamérica extra-andina son partes de la corteza terrestre pasivas desde el punto de vista tectónico. Su estructura interna ha permanecido intacta desde aproximadamente 500 millones de años. Estos cratones han surgido durante las primeras orogenias de la historia geológica de la Tierra, período durante el cual se deformaron y se metamorfizaron varias veces. Desde ese entonces los cratones sólo se han fragmentado por las formaciones de fallas o han sido afectados por movimientos epirogénicos de gran envergadura que producido los diferentes pisos altitudinales. Ya en el Arcaico superior deberían haberse constituido entre un 60 y un 85 % de las rocas que afloran en la actualidad. En los cratones arcaicos se hallan también las rocas más antiguas del continente cuya edad se remonta hasta 3,8 millardos de años en Venezuela. En comparación con otras regiones del mundo, es difícil de hacer estudios petrográficos del precámbrico en Latinoamérica. La vegetación de bosques primarios, la meteorización profunda y los terrenos inaccesibles son factores que impiden los estudios cartográficos exactos y las mediciones estadísticas precisas. En las siguientes zonas existen en la actualidad cratones que se pueden diferenciar claramente desde el punto de vista de su desarrollo:  El Cratón de Guayana localizado entre el Orinoco en la zona septentrional y el Amazonas en la meridional. Este Cratón se estabiliza Escuela profesional de Ingeniería Geológica

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hacia 1,8 millardos de años atrás. Las formaciones se extienden de occidente a oriente.  El Cratón de Brasil, conocido como "Escudo brasileño" se extiende de norte a sur y se estabiliza al final del Precámbrico. Una pequeña parte de este cratón se encuentra bordeando el río de la Plata. El Cratón Río de la Plata, considerado como parte del brasileño, tiene aproximadamente 2,1 millardos de años y está influido por sólo ciclos proterozoicos recientes.  El Basamento precámbrico de Argentina, llamado comúnmente "Escudo patagónico", aunque una parte de La Sierra Pampeana pertenezca también a la edad precámbrica. Los Cratones están cubiertos en la mayoría de los casos por sedimentos de reciente data. Las enormes mesetas triásicas de basalto del sur de Brasil y Uruguay y del norte de Argentina son rocas volcánicas superpuestas sobre rocas plutónicas antiguas. Sedimentos continentales del Paleozoico hasta del Mesozoico yacen también encima del Escudo guayanés y series marinas del cretácico propagadas en muchos lugares afloran en algunas partes del Escudo patagónico.

El Escudo brasileño El Escudo brasileño se caracteriza, al igual que el Cratón de Guayana, por los diferentes zócalos arcaicos que han sido transformados por medio de metamorfismos intensos durante el Proterozoico. Por esa razón, en el Escudo brasileño es raro encontrar rocas con más de 3 millardos de años, en comparación con el Cratón de Guayana donde abundan rocas de esa edad. Simultáneamente, la serie de plegamientos del Precámbrico inferior y medio se adhirieron a los núcleos antiguos. El resultado de dichos procesos fue la formación de una masa continental gigantesca consolidada hace unos 550 millones de años. Ésta representó en el Paleozoico la región occidental de Gondwana, lo que en la actualidad es el área más extensa de la Sudamérica extra-andina. En la génesis del Escudo brasileño se pueden clasificar varios eventos termodinámicos: Guriense

3000 -2700 millones de años

Guriense

3000 – 2700 Mio. Jahre

Jequié

2700 -2600 millones de años

Transamazónico

2000 -1700 millones de años

Parguazense

1500 -1500 millones de años

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Espinhaço

1300 -1000 millones de años

Rondoniano

1300 -1000 millones de años

Brasiliano

700 -450 millones de años

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Cratón Arequipa-Antofalla Arequipa-Antofalla es una unidad de sótano que se encuentra debajo de los Andes centrales en el noroeste de Argentina, el oeste de Bolivia, el norte de Chile y el sur de Perú. Geológicamente corresponde a un cratón, terrane o bloque de corteza continental. Arequipa-Antofalla colisionó y se amalgamó con el cratón amazónico hace aproximadamente 1000 Ma durante la orogenia de Sunsás. Como un terrane Arequipa-Antofalla fue en forma de cinta durante el Paleozoico, una época en que estaba limitada por el oeste por el Océano Japeto y por el este con el Océano Puncoviscana.

Faja Plegada del Paleozoico La Faja Plegada Subandina es un cinturón sobrecorrido y plegado de lámina delgada formado por trenes anticlinales, continuos y paralelos de arrumbamiento NNE-SSW (Fig. 1), (Mingramm et al., 1979; Aramayo Flores, 1989, 1999; Belotti et al., 1995; Kley y Monaldi, 1999). El Cinturón del Subandino sur se extiende por 600 Km. desde el “Codo” del Oróclino Boliviano en Santa Cruz de la Sierra, hasta el noroeste de Argentina. El nivel de despegue principal se desarrolla en las pelitas silúricas y tiene de 2 a 3 grados de inclinación hacia el oeste. Las propiedades de las pelitas silúricas, la configuración en largos y delgados trenes estructurales (Dunn et al., 1995), y la ausencia de terremotos someros, sugieren que este es un continuo y eficiente nivel de despegue. Se destaca un importante nivel de despegue intermedio principalmente en las unidadesdevónicas (Baby et al., 1992; Belotti et al., 1995; Aramayo Flores, 1999, Leturmy et al., 2000). El nivel de despegue intermedio es fuertemente controlado por la paleogeografía y la distribución de facies finas de las rocas devónicas. Debido a la presencia de la distribución diacrónica de estas facies en sentido este-oeste y norte-sur (Albariño, 2002 op. Cit.), el nivel de despegue intermedio corta líneas tiempo lo cual genera también distintos “Sistemas Petroleros” (Magoon L.B., Dow W.G., 1994) en sentido norte-sur y este-oeste. Aunque este diacronismo no se manifiesta en el corte regional Fig. 2 y 3 aquí trabajado. La presencia de unidades con una conducta mecánica contrastante, permite dividir la columna deformada en tres niveles estructurales (Fig.2) que aproximadamente coincide con las unidades lito-tectónicas de Baby et al. (1992) y con los “niveles” de Aramayo Flores (1999). El nivel estructural inferior tiene un bajo grado de competencia en la sección basal por donde se desarrolla el nivel de despegue inferior y una sección superior competente conformada por depósitos marinos de plataforma de edad Silúrico–Devónico inferior acumulados en una cuenca intracontinental de retroarco con un margen posiblemente convergente (sin faja plegada) post acreción de terrenos desde el Ordovícico hasta el Devónico (Precordillera y Chilenia), sin manifestaciones de tectónica compresiva (Dalenz et al. 2002). Esta sucesión consiste de varias Secuencias depositacionales, limitadas en su base y techo por discontinuidades estratigráficas (Starck et al., 1992, Starck, 1995 Albariño et al 2002). Escuela profesional de Ingeniería Geológica

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Año del buen servicio al ciudadano Universidad Nacional San Antonio Abad del Cusco El nivel estructural intermedio corresponde a pelitas del Devónico Inferior a Superior (Aguaragüe y San Antonio) bien desarrolladas en el subsuelo del Subandino (oriental) Argentino y la planicie Chaqueña con aproximadamente 1000 m de espesor. Las características mecánicas cambian hacia el oeste debido principalmente a un cambio de facies (más gruesas), y por la erosión precarbonífera existente. Como consecuencia de estos factores el nivel estructural intermedio presenta espesores reducidos de pelitas de edad Devónico medio (Eifeliano) en posiciones como Balapuca y Alarache (Figs. 1 y 2). Estas secciones de pelitas negras laminadas juegan un papel fundamental en la configuración superficial de las estructuras y en la distribución de la roca madre del Cinturón sobrecorrido Subandino. Los 200 a 250 metros inferiores de estas unidades pelíticas, a la latitud de este trabajo, pueden adosarse al nivel estructural inferior de características más competentes y los 100 metros superiores pueden ser incluidos en el nivel estructural superior. (Aramayo Flores, 1999). Finalmente, el nivel estructural superior comprende desde las unidades Carboníferas de la cuenca Tarija hasta los depósitos de la cuenca de antepaís Terciaria; actúan en forma pasiva respecto a la deformación. El Carbonífero - Pérmico de la cuenca de Tarija desarrolló en sus límites de Secuencias, profundos paleovalles que erodaron las sedimentitas Devónicas y fueron rellenados por depósitos glaciales y periglaciales separados por discordancias (Schultz A. et. al. 1999, Viera y Hernández 2001). Luego de la glaciación del Gondwana se depositaron durante el Pérmico tardío al Triásico, depósitos eólicos interestratificados con calizas (Sempere et al., 1992, Sempere, 1995); durante los tiempos Jurásicos se revelan condiciones áridas en función del amplio desarrollo de depósitos eólicos. Los depósitos Terciarios de la cuenca de antepaís serán descriptos en detalle en las secciones siguientes.

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Depósitos de Plataforma PLATAFORMA Son regiones de topografía más o menos plana ubicada en la periferia de las masas continentales y que están rodeadas por agua marinas profundas. Se trata de áreas angostas y muy elongadas con una pendiente muy suave (< a 0,1°) en dirección a los fondos oceánicos y terminan bruscamente en el punto donde se inicia la pendiente continental. MARES SOMEROS Epicontinentales: situados en las áreas continentales a modo de pasadizos. Son áreas protegidas en las que se produce la aparición de un elemento positivo (o altofondo). En su borde externo, tal como un arrecife, un banco sumergido o un bloque continental sumergido o parcialmente emergido.  Pericontinental: Regiones en el que el borde más externo de la plataforma está directamente en contacto con los ambientes marinos de mayor profundidad. SEDIMENTOS DE PLATAFORMA  Detríticos: provisto de los ríos.  Biogenéticos: conchillas y sus fragmentos, nódulos fecales.  Residuales: producidos por alteración in situ de rocas preexistentes.  Autigénicos: nódulos de fosfatos, manganeso, siderita, glauconita.  Volcánicos y relícticos: originados en un ciclo previo de sedimentación ahora en desequilibrio. FACTORES QUE CONTROLAN LOS DEPÓSITOS • Físicos • Transporte Escuela profesional de Ingeniería Geológica

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Año del buen servicio al ciudadano Universidad Nacional San Antonio Abad del Cusco Ancho Profundidad Pendiente Morfología Cambios Eustáticos Procesos Químicos Minerales Autigénicos Rasgos Geoquímicos Aporte Sedimentario Aporte Fluvial Sedimentos Heredados Corrientes de densidad Procesos de Transporte Corrientes Oceánicas: Someras Profundas Corrientes Meteorológicas: Oleaje. Tempestad. Corrientes de Mareas. Corrientes de Densidad.

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Faja plegada del Mesozoico Recientemente Cobbing y Pitcher* han presentado una síntesis generalizada de la estructura geológica del Perú tomando como base las numerosas contribuciones del Instituto de Geología y Minería. Presentan a los Andes del Perú y Bolivia como dos fajas plegadas subparalelas: una de edad mesozoicaterciaria que constituye la Cordillera Occidental y otra de edad paleozoica la Cordillera Oriental. Estas dos fajas plegadas están separadas por el Altiplano, una amplia meseta intermontana rellenada con molasa terciaria. Esta meseta está presente en Bolivia y ocupa la parte Sur del Perú hasta Abancay y por el Norte en donde un giro de la faja plegada del Paleozoico hace juntarse a las dos fajas, eliminando al Altiplano como unidad estructural. La faja plegada paleozoica se divide luego en dos partes. Un grupo grueso de cuarcitas pizarrosas negras al Sur de Huancayo contrasta con las pelitas de facies verde-esquistosas al Norte. Es importante el observar que las dos últimas están asociadas con gneiss que puede representar un basamento pre-cámbrico. La faja plegada mesozoica-terciaria también es susceptible de dividirse en dos partes: una faja miogeosinclinal oriental con clásticos y carbonatos plegados y una faja eugeosinclinal occidental de clásticos volcánicos relativamente indeformados. Desde Ica al Sur hasta Trujillo al Norte, estos depositos son tan potentes que no se ve el piso, pero entre Trujillo y Chiclayo los sedimentos cretácicos descansan Escuela profesional de Ingeniería Geológica

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sobre andesitas de edad triásica que a su vez reposan sobre esquistos y filitas del paleozoico inferior o edad precámbrica. Al Sur de Ica, las rocas metamorfizadas regionalmente incluyen gneiss y migmatitas, rocas estratificadas falladas dentro de la faja de rocas recientes, luego las rocas fanerozoicas están revestidas por cristalinos antiguos que tienen probablemente un inmenso espesor de 50-70 km. de corteza. INTRUSIVOS DEL MESOZOICO Desde la latitud de Paracas hasta la frontera con Chile, se presenta una Cordillera Costera bien definida, que está compuesta de una cadena de -colinas de poca elevación, compuestas principalmente por gneis (Fig.2).Estos gneis se extienden tierra adentro hasta Arequipa y se les conoce como el Macizo de Arequipa (COBBING y PITCHER,l972,1972b. Para estos gneis se ha registrado una edad de 2,000 MA, según COBBING et al.,(l977), quienes sugieren que los gneis fueron parte integral del Craton• Brasilero, sobre el cual las fajas plegadas Andinas del Mesozoico y Paleozoico se hallan sobrepues tas. Se observa que los gneises forman el substrato de los volcánicos mesozoicos en la latitud de Nazca y se considera que las rocas mesozoicas de la Cardillera Occidental descansan sobre éstos y la faja esquistosa de la Cordillera Oriental aunque no es posible establecer la proporción en que integran cada una.

Fig. 2.- Elementos geológicos principales de los Andes del Perú (Según Cobbing~ 1976). Escuela profesional de Ingeniería Geológica

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EL ALTIPLANO EI Altiplano se compone de fajas plegadas y corridas, zonas de transcurrencia y cuencas intramontanas de antepaís. Todos estos elementos estuvieron relacionados entre si en el tiempo y en el espacio. Esta complejidad se debe a la posición del Altiplano en el corazón del oroclino boliviano. El Altiplano se forma aproximadamente a partir de 14º S donde las cordilleras Occidental y Oriental del Perú se abren para formar una extensa cuenca intramontaña de aproximadamente 190.000 km2 , formada a partir del levantamiento de la Cordillera Oriental. De manera general, en el Altiplano existe un control estructural sobre el relieve ya que los anticlinales se encuentran formando serranías aisladas, con altitudes que varían entre 4.000 a 5.350 m y los sinclinales concuerdan con valles y zonas topográficamente bajas. Gran parte del Altiplano forma superficies planas de depósitos lagunares correspondientes a los grandes lagos que existieron episódicamente durante el Cuaternario, situados a 3.654 y 3.860 m y depósitos aluviales y fluvio glaciares cuaternarios situados entre 3.860 y 4.100 m, que constituyen los piedemontes de las serranías y las cordilleras Occidental y Oriental. Desde el punto de vista geomorfológico, el Altiplano representa una extensa depresión tectónica, controlado por bloques hundidos y elevados tanto transversal como longitudinalmente, lo que ha generado una cuenca endorreica, con extensos salares en el sur y lagos semi salados en el centro alimentados por las aguas del Lago Titicaca de agua dulce ubicado en la parte norte del Altiplano, mediante el río Desaguadero Las cordilleras alpinas, cuyo levantamiento ocurrió en el Terciario, suelen disponerse en dos o más alineaciones montañosasparalelas, generalmente localizadas en el borde de una placa tectónica continental en las líneas de convergencia con otra placa, que por lo general es oceánica. Como estas cordilleras no se elevaron exactamente al mismo tiempo, a veces se producen valles o cuencas intermontanas entre la que se levantó primero, que en general queda hacia el interior del continente, y la que se levantó después. Esta meseta intermontana, puede ser de origen volcánico (coladas de lava y otros materiales volcánicos) y puede estar formada por materiales sedimentarios e incluso, como es muy frecuente, una combinación de ambos materiales, como sucede en el altiplano andino. Volcánicos Terciario - Cuaternario. terciario Las rocas terciarias en el territorio peruano comprenden secuencias sedimentarias de facies marinas en la costa, volcánico-sedimentarias de facies continentales en los Andes y sedimentarias de facies continental en la Región Subandina y en el Llano Amazónico. Las secuencias volcánico-sedimentarias descritas tienen edades que van del Eoceno superior al Mioceno inferior (aproximadamente entre 40 a 18 M.A), habiéndose depositado con discordancia angular sobre las capas rojas plegadas durante la fase Inca. El Terciario superior comprende una extensa y gruesa secuencia piroclástica y lávica que cubre una vasta extensión de la Cordillera Occidental en el Norte, Centro y Sur. En Cajamarca, sobre el Grupo Calipuy, se tiene a los volcánicos Huambo, constituídos por tobas brechoides de colores blanco grisáceo en bancos gruesos deleznables, de composición traquítico-andesítica, en posición subhorizontal. En discordancia sobre los volcánicos Huambo descansan las secuencias lacustres de las Formaciones Cajabamba y Condebamba. Entre la sierra de La Libertad y Ancash, sobre el Grupo Calipuy, se encuentran los volcánicos Fortaleza y Yungay, constituidos por tobas rioliticas a daciticas. En la parte Este del Escuela profesional de Ingeniería Geológica

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Año del buen servicio al ciudadano Universidad Nacional San Antonio Abad del Cusco departamento de Lima (Prov. de Matucana y Huarochirí), el equivalente a los volcánicos Fortaleza y Yungay son los volcánicos. En la parte occidental del departamento de Huancavelica y oriente de Ica, sobre la Formación Castrovirreyna, descansan los volcánicos de la Formación Caudalosa, del Terciario superior. Esta formación está constituída por coladas y brechas de flujos andesíticos, gris oscuro a verde, con intercalaciones lenticulares de piroclásticos y areniscas tobáceas y hacia la parte superior por tobas blanquecinas en bancos medianos a gruesos. Localmente, en los cuadrángulos de Castrovirreyna y Conaica, sobre la Formación Caudalosa, descansa la Formación Auquivilca, formada por rocas piroclásticas en la base y depósitos lacustres en la parte superior. Cierran la secuencia litológica del Terciario de la Cordillera Occidental, los volcánicos Astobamba, vinculados a aparatos volcánicos erosionados y afectados por la acción glaciar. Estos comprenden derrames andesíticos y dacíticos ubicados en las partes más altas. Las rocas del Terciario superior en el departamento de Ayacucho pertenecen a una cuenca lacustre. En esta se depositó la Formación Huanta (800 a 1000 m.), de conglomerados, volcánicos piroclásticos, areniscas y arcillas de color rojo conteniendo yeso. Discordante sobre la Formación Huanta, descansa la Formación Ayacucho (600 m.), de tobas blanquecinas redepositadas y conglomerados, seguidos de una toba rosada masiva y areniscas tobáceas intercaladas con lavas en la parte superior. Sobre una superficie de erosion labrada en la Formación Ayacucho se tiene a los volcánicos Molinoyo y/o Wari (300 m.), ubicados en posición sub horizontal formando mesetas. Entre Nazca y Puquio se extienden grandes altiplanicies formadas por tobas blanquecinas conocidas como volcánicos Nazca, depositadas sobre superficies erosionadas del Batolito de la Costa. Estas tobas que pueden llegar hasta el litoral tienen edades de 14 a 17 M.A., representando una edad miocénica. Más al Sur, entre Arequipa, Moquegua, Tacna y Puno, sobre el Grupo Tacaza, se encuentra una gruesa serie piroclástica tobácea en capas horizontales, depositada parte en medio lacustre y parte en medio aéreo. A esta serie pertenecen los volcánicos Huaylillas y el Grupo Maure, constituído este último por tobas, ignimbritas, areniscas arcósicas, piroclásticos blancos a amarillentos, conglomerados con areniscas y tobas redepositadas, en facies lacustrinas. El Grupo Palca, equivalente al volcánico Huaylillas, ambos de ambientes sub-aereos aflora al Oeste de Lampa formado por tobas blanquecinas, masivas, de composición riolítica a riodacítica. Al Norte de Santa Lucía (Puno), entre los Grupos Tacaza y Barroso, se ubican los volcánicos Sillapaca, compuestos por lavas andesíticas con una antigüedad de 12 y 14 M.A.. El Sillapaca descansa discordante sobre el Grupo Tacaza y en partes sobre el Grupo Palca. El Grupo Barroso, vinculado a aparatos volcánicos, cierra la secuencia volcánica terciaria de la región Andina. Los afloramientos del Barroso están ampliamente distribuídos en la Cordillera del Barroso, en un arco formado por una cadena de volcanes que se extiende desde el Norte de Chile hasta las proximidades de Abancay. Algunos de los volcanes de esta cadena siguieron activos aún después de la glaciación del Cuaternario Pleistocénico.

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Cuaternario Durante el Cuaternario se depositan en el territorio peruano sedimentos de origen volcánico, glaciares, aluviales, lacustres, marinos, y eólicos. Los depósitos volcánicos pleistocénicos y recientes, correspondientes a las eyecciones volcánicas posteriores a la glaciación que están presentes en el Sur del Perú vinculados a aparatos volcánicos de la Cordillera del Barroso. Entre los volcanes se tienen el Paucarani en Tacna, el Ubinas en Moquegua, el Chachani, Misti, Ampato, Hualca Hualca, Sabancaya y la faja volcánica de Andahua en Arequipa, y el Quimsachata en el valle del Vilcanota (Cusco). Estos volcanes tuvieron fases de actividad efusiva y explosiva. Las rocas volcánicas cuaternarias están compuestas por flujos de lava, brechas, aglomerados, lapillis y cenizas depositadas en las faldas de los volcanes, rellenando valles y sobreyaciendo a depósitos glaciares. En algunos casos los flujos de coladas lávicas embalsaron ríos dando lugar a la formación de lagunas. Como ejemplo basta citar el caso del valle del Colca, donde un flujo datado aproximadamente en 600 mil años embalsó el río, formándose un lago cuyos depósitos constituidos por gravas, arenas y limos con materiales volcánicos se observan en ambas márgenes del valle.

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