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Universidad Nacional de Cajamarca FACULTAD DE INGENIERÍA

Escuela Académico Profesional de Ingeniería Geológica

LEVANTAMIENTO ANDINO Y DESARROLLO GEOMORFOLÓGICO GEOLOGÍA DEL PERÚ DOCENTE

:

Ing. Alejandro Lagos Manrique

ALUMNOS

:

Alcántara Membrillo, Luis Barboza Quiroz, Mauro Durán Ramírez, Juan Carlos Martos Chávez, Lenin Rudas Tasilla, Henry Vargas Flores, Audin Villanueva Quevedo, Edwin

CICLO

:

IX Cajamarca, julio del 2010

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INTRODUCCIÓN

Existen miles de glaciares en nuestro planeta, sin embargo no todos tienen el privilegio de conocer uno e cerca. Si nunca has visto alguno, es probable que hayas oído hablar de ellos para ilustrar los efectos del calentamiento global en nuestro planeta. Por ser extremadamente vulnerables a los cambios climáticos, en las últimas décadas varios glaciares han desaparecido y prácticamente todos han reducido su volumen a causa del acelerado aumento de la temperatura en todas las latitudes durante el último siglo. El valor ecológico de los glaciares no es tan sabido por todos: su hielo constituye casi el 90% del agua dulce disponible en el mundo, y teniendo en cuenta que el agua potable es un recurso natural cada vez más escaso, los glaciares resultan ser imprescindibles para el futuro de todos.

El protagonismo de los glaciares en la Tierra es directamente proporcional a la importancia de las glaciaciones. Las glaciaciones son acontecimientos climáticos cíclicos que se extienden durante miles de años donde las condiciones de baja temperatura y humedad dominantes producen un acentuado aumento del tamaño de la masa de hielo total en el planeta - en la última glaciación, el hielo cubrió casi la cuarta parte de la tierra firme. A cada glaciación le precede un período de clima más templado, con la consecuente disminución de los casquetes de hielo. Hoy sabemos que el momento de mayor importancia de la última gran glaciación ocurrió hace tan sólo 18.000 años –un pequeño lapso de tiempo en términos geológicos– y nos sitúa en el presente como espectadores recientes de sus efectos sobre la Tierra.

El Grupo

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OBJETIVOS  Conocer el proceso de la Cordillera de los Andes.  Conocer y poder identificar los diferentes procesos de la formación dela Fase Inca y la Fase Quechua.  Dar a conocer el desarrollo de la Faja Costera en los diferentes periodos.  Dar a conocer el desarrollo de la Faja Andina y la llanura amazónica en los diferentes periodos.  Conocer la formación de la Glaciación Andina y el Modelo Actual.

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LEVANTAMIENTO ANDINO Y DESARROLLO GEOMORFOLÓGICO

I. PROCESO DE LEVANTAMIENTO DE LOS ANDES La Cordillera de los Andes se extiende en el oeste de América del Sur desde Venezuela hasta Tierra del Fuego. En el Ecuador los Andes constan de dos cordilleras con vertientes externas abruptas de más de 4000 metros de desnivel, que dividen al territorio continental en tres regiones naturales: la región occidental costanera o Costa formada por llanuras y colinas bajas; la región central andina o Sierra y hacia el este, la región oriental amazónica u Oriente, con altitudes menores a 600 metros. 1.1 Geología, Relieve e Hidrografía El levantamiento de los Andes se produjo inicialmente como consecuencia de la deriva del continente americano hacia el oeste, provocando la colisión de la placa continental y la corteza oceánica. La emersión de los Andes tuvo lugar en el eoceno (hace 37-52 millones de años) y han seguido diferentes movimientos tectónicos hasta la actualidad. Según Sauer (1965), a principios del cuaternario pocos cerros habrían llegado a más de 3000 metros y las cordilleras alcanzaron su estado actual en el pleistoceno. Durante el plio-pleistoceno, el volcanismo fue intenso en la región septentrional y se formaron los grandes volcanes (Hall, 1977; Sauer, 1965). En la región austral en cambio, al sur del nudo del Azuay, los estratos miocénicos se recubrieron por el volcanismo pliocénico que ya se había extinto durante el pleistoceno. En el pleistoceno se han registrado cuatro períodos glaciares durante los cuales se produjo un enfriamiento climático y el nivel de las nieves se habría ubicado 1200-1400 metros más abajo que el nivel actual (Sauer, 1965). Hoy en día, el límite de las nieves se encuentra entre 4700 y 5000 metros en la Cordillera Real (Oriental) y entre 4800 y 5000 metros en la Cordillera Occidental (Graf, 1981).

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5 La Cordillera Occidental tiene 13 volcanes y aunque en promedio no es la cordillera más alta, aquí se encuentra el volcán más alto del Ecuador, el Chimborazo (6267 m). Otros volcanes son el Chiles (4720 m), Guagua Pichincha (4794 m), Rucu Pichincha (4698 m) e Iliniza (5266 m). La Cordillera Real es más alta y más ancha y en ella se encuentran 10 volcanes, entre ellos: el Cayambe (5790 m), Antisana (5705 m), Cotopaxi (5897 m), Tungurahua (5016 m) y Altar (5319 m). En la latitud 2°S, se ubica el último volcán nevado, el Sangay (5230 m), aún en actividad. En el callejón interandino existen volcanes aislados como el Pasochoa (4210 m) y el Rumiñahui (4712 m). Pocos son los cerros de origen no volcánico como el Cerro Hermoso (4571 m) y el Sara Urcu (4676 m), formados por rocas metamórficas. En la región austral, desde la latitud 2°30'S y hacia el sur, los volcanes desaparecen y la cordillera máximo alcanza 4000 metros. El callejón interandino se encuentra entre las dos vertientes internas de las cordilleras; tiene un ancho de menos de 40 km y una altitud entre 1600 y 3000 metros. El callejón es una sucesión de cuencas (hoyas) separadas por ramales transversales llamados "nudos" con elevaciones entre 3000 y 3400 metros. Cada hoya es un sistema hidrográfico conectado hacia el océano Pacífico o hacia el Río Amazonas. De norte a sur se encuentran hacia el Pacífico las hoyas de los ríos Carchi, Chota, Guayllabamba, Toachi, Chimbo, Chanchán, Cañar, Jubones, Puyango, Catamayo y Macará; y hacia el Amazonas las hoyas del Patate, Chambo, Paute y Zamora. En la base oriental de la Cordillera Real se encuentra una fila volcánica de diferente estructura geológica que las anteriores y constan los siguientes volcanes: el Reventador (3485 m) con actividad frecuente, el Pan de Azúcar (3600 m) y el Sumaco (3900 m).

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Área incluida en este estudio con las curvas de nivel en metros sobre el nivel del mar. Los círculos blancos representan las localidades visitadas por los autores durante 198689 y 1990-91

1.2 Características de la Cordillera de los Andes 1.2.1

La Cordillera de los Andes El evento geográfico más importante del Perú es la Cordillera de los Andes (o simplemente los Andes). Se trata de una cadena montañosa de 8 mil km de largo que recorre desde el Caribe a Tierra del Fuego pasando por Colombia, Venezuela, Ecuador, Perú, Bolivia, Chile y Argentina. La Cordillera de los Andes se formó entre los 138 millones de años a 65 millones de años como resultado del levantamiento y resquebrajamiento de rocas sedimentarias producido por el desplazamiento de la Placa del Pacífico debajo de la Placa de América del Sur. Las fuerzas tectónicas de este desplazamiento provocan temblores y actividad volcánica. Siendo una faja estrecha (300 km en general) y con montañas de las más altas del mundo, la Cordillera de los Andes se constituye en una geografía compleja para la actividad del hombre. Sólo hay dos altiplanos: el de Quito y el del Titicaca.

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Los procesos de transformación en la superficie La corteza cambia de manera continua, siendo los siguientes los fenómenos que caracterizan esta transformación.

Procesos

Descripción Proceso de descomposición de las rocas por diferentes causas: (1) terremotos, (2) ciclos de enfriamiento y

Meteorización

calentamiento, (3) congelación del agua entre las fisuras. El agua con contenido de ácidos es un agente de meteorización. La meteorización química transforma los materiales en diversas sustancias. Proceso de desgaste de la corteza por acción volcánica y de

Erosión

movimientos tectónicos. La erosión física es causada por acción del agua, el viento, los glaciares. Los ríos llevan material de la erosión en forma de

Transporte

suspensión, disueltos o arrastrándolos. El viento es un agente de transporte de partículas finas. Los glaciares erosionan y transportan grandes masas. Los materiales transportados son depositados en algún

Sedimentación

lugar (valles, deltas de ríos, mares). Algunos sedimentos se hunden lentamente provocando el levantamiento de áreas vecinas.

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TRANSFORMACIÓN NATURAL EN LA SUPERFICIE METEORIZACIÓN Y EROSIÓN TRANSPORTE Volcán

Nieve y ríos

Viento Lagos y estuarios Mar

SEDIMENTACIÓN

8 TRANSFORMACIÓN HECHA POR EL HOMBRE

Presa

Corte

Relleno y plataforma

Construcciones en suelos blandos

Túnel Excavaciones

Cimentaciones Cimentaciones submarinas

1.2.2

Características Generales del Perú En términos generales, el Perú está caracterizado por: 

Un mar territorial heterogéneo por la presencia de corrientes de agua fría y cálida.



Tres masas continentales fuertemente influenciadas por la Cordillera de los Andes: la costa, la sierra o montaña, y la Amazonía.



Tres cuencas hidrográficas: la del Pacífico, la del Atlántico y la del Titicaca.



Varias zonas de sierra: la verde o jalca al norte del Paso de Porculla, entre este Paso y la Cordillera Blanca, la puna o centro sur, y la del Altiplano.



Diferentes pisos verticales desde el nivel del mar y la selva amazónica hasta las alturas cordilleranas.



Una zona ancha de altiplanicie con aridez hacia el oeste y húmeda al este.



La complejidad de la cordillera con valles interandinos, la cual origina una heterogénea distribución de climas.



La ubicación latitudinal cercana a la línea ecuatorial con variaciones en las horas de luz solar y que contribuye a la diversidad de climas.



La complejidad y heterogeneidad de la cuenca del Amazonas: lagunas, pantanos, zonas cordilleranas, medias y bajas.

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II. SUPERFICIES DE EROSIÓN EN LAS REGIONES CENTRALES Y SEPTENTRIONALES CLIMAS Y GRANDES VALLES. 2.1 Las Superficies de Erosión Los Andes, y en particular en el Perú meridional y en Bolivia dónde las montañas alcanzan su mayor ancho, se caracterizan por la extensión de vastas superficies planas o moderadamente onduladas, quedando el alto de las cimas tangente a un plano cercano del horizontal. Bowman, en 1909, durante su reconocimiento en los Andes del Sur del Perú, bautizó esta superficie con el nombre de “Puna”; generalmente corresponde a las grandes extensiones de la estopa herbosa que se halla 3800 y 4600 M. EN LOS Andes Centrales.

En Colombia, el macizo de Santander (Norte de la Cordillera oriental)está formado de un zócalo cristalino-esquistoso truncado por altas superficies cortadas por crestas residuales. Al extremo septentrional de la Cordillera Central, “el Oriente antioqueño” es una meseta ondulada entre 2400 y 2700 m. Los granitos de grano grueso del batolito forman anchas cuencas tapizadas de espesas alteraciones arcillosas que alternan con cúpulas rebajadas en media- naranja. Las rocas melanocratas, de granos finos, poco permeables, son puestas de relieve. Una topografía análoga se repite en el Sur de la Cordillera Oriental en el macizo de Garzón. En el Norte del Perú, al Este del Marañón, una superficie ondulada trunca entre 300 y 3500 m. las series paleozoicas y precambrianas plisadas así como series sedimentarias del “geoanticlinal” mesozoico del Marañón. Pero es en los Andes centrales donde las mesetas de erosión están más extendidas y son más netas, La “superficie de la puna” corta los calcáreos y las areniscas plisadas mesozoicas al Oeste del Mantaro como los volúmenes de la cadena herciniana al Este. J. Dresch en Bolivia insiste sobre la extensión insiste sobre la extensión de los aplanamientos tanto en las mesetas centrales como en el flaco oriental.de la Cordillera. En el Norte de Chile han sido estudiadas superficies tanto para Walker y Clark como Keneneth Segerstrom. Estos autores describen una “antigua superficie” (“mature land”) que evocaba Willis en 1929. Serie del “Terciario medio”. Está fosilizada

por alteritas que tienen su utilidad para la

búsqueda de yacimientos cupríferos. Ramales de ignimbritas, las más antiguas datadas del final del Mioceno, la cubren por sitios.

El flanco occidental de los Andes Centrales (sobre todo el 14º y 24º S) ofrece una sucesión de interfluvios rebajándose regularmente de las altas mesetas hacia el Pacífico.

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El conjunto evoca un “gipfelflur” plegado por la gran flexura occidental. Sin embargo. Como lo hacen notar E. Audebaud et al. (1973), la superficie se presenta como un inmenso plan inclinado en unos 60 kilómetros de 4400m. Hasta proximidad del océano. Está fosilizada por un espeso manto de ignimbritas que data delMioceno superior. El mismo esquema se encuentra más al Norte entre Nazca y Puquio. La pendiente de la superficie es aquí bastante cercana de una pendiente de “glacis” (es del orden de 3 a 4º); es pues posible que se haya elaborado progresivamente en el curso del gran levantamiento mioceno.

10 Eventualmente al Norte de Camaná podría tratarse de una superficie regularizada por la abrasión marina al comienzo Mioceno. 2.2 Erosión de Suelos en la zona de los Valles Interandinos 2.2.1 Características de la zona de los valles interandinos en Sudamérica En el continente Sudamericano, al Oeste se alza la cordillera de Los Andes en dirección Norte a Sur, con una altitud entre 4,000 a 7,000m y con 150 a 320Km de ancho; al Este se extiende una inmensa llanura.

Esta zona es considerada como la más rica a nivel mundial en cuanto a recursos naturales por tener características naturales extremadamente diversificadas, que incluyen una gran riqueza de recursos biológicos, minerales, así como otros recursos naturales como el agua. Toda la zona alta de la sección de la cresta de la cordillera de Los Andes presenta montañas muy accidentadas o altiplanicies de relieve ondulado; desde ahí y descendiendo hasta las extensas llanuras del Este del continente es considerada la zona de las laderas de Los Andes que presenta una topografía muy variada entre valles con relieves severamente erosionados debido principalmente a los glaciares y los ríos. Los “valles interandinos” que aquí se hace mención se refiere a la zona entre los 2,000m de altitud donde se extiende una topografía accidentada como la mencionada anteriormente. 2.2.2 Características naturales a. Topografía La zona de los valles interandinos es extensa y abarca desde el Norte del continente Sudamericano, atravesando los países de Venezuela, Colombia,

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Ecuador, Perú, Bolivia y Argentina, pero es desde la zona del Sur de Perú hasta el occidente medio de Bolivia, pasando por el Noreste de Argentina que muestra una gran extensión de superficie. Particularmente en Bolivia, la zona de los valles interandinos ocupa aproximadamente el 16% de la superficie total del país (que es de 1, 098,581Km2). En Bolivia la zona de los valles interandinos es denominada simplemente como “los valles”; al Oeste de los valles se extiende la zona de las crestas montañosas que es denominada “altiplano” y ocupa el 21% de la superficie del país; al Este de los valles se extienden los llanos que ocupan el 63% del territorio del país. Estas 3 regiones son las zonas más representativas del país.

b. Clima Debido a que los valles interandinos se extienden ampliamente desde el Norte hasta el Sur del continente, las condiciones climáticas no son iguales en toda la región. Sin embargo, se puede decir que tiene un clima de zona templada y semiárida, donde la temperatura anual media está entre 12 a 15 grados centígrados y la precipitación pluvial anual entre 500 a 800mm, diferenciándose claramente una época seca y una de lluvias. Como un dato referencial se menciona que según resultados de las mediciones de la precipitación pluvial realizadas entre los años 2000 y 2001 en la zona de Yotala del departamento de Chuquisaca en Bolivia, las lluvias en esta zona tienen un patrón muy típico, pudiendo observarse que son comunes las lluvias altamente erosivas que caen de manera concentrada en un periodo de tiempo corto. Los valores obtenidos en las mencionadas mediciones indican que los promedios de la cantidad de precipitación por evento es de 14.7mm, del tiempo de duración por evento es de 136 minutos y de la intensidad de lluvia es de 7.8mm/h.

c. Vegetación Tomando como ejemplo el caso de Bolivia, los bosques cubren el 51.4% del territorio nacional, de los cuales un 81.2% pertenece a la zona de las llanuras, mientras que en la zona de los valles la vegetación en general es muy escasa siendo ésta solamente de 18.3% (Ismael Montes Oca, 1997).

En la zona de los Valles de Bolivia, al margen de que las especies vegetales que pueden desarrollarse en la zona son muy limitadas, debido las condiciones naturales como la sequedad, las escasas lluvias y el clima frío, se dice que en el siglo XVI, en

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tiempos de la dominación española, se realizó una tala excesiva de las especies forestales de toda la zona, aún en aquellas zonas a cientos de kilómetros de distancia, para luego ser llevadas a las minas de plata y utilizadas como leña en las fundiciones del mineral.

Por otra parte, troncos enteros de especies de porte alto como el Cedro y el Nogal fueron extraídos del actual departamento de Chuquisaca para utilizar su madera. Además, la agricultura en aquella época se basaba en el chaqueo o la quema. Como resultado de esto, actualmente la vegetación natural en la mayoría de las montañas de la zona se encuentra en general muy degradada y predomina una vegetación rala conformada por especies arbustivas, árboles espinosos de porte bajo y especies suculentas como los cactus.

A pesar de que en la actualidad ha disminuido la práctica de la quema y la tala masiva con fin industrial, la vegetación no tiene perspectivas de recuperación en forma natural debido a la extracción de leña y el pastoreo de los animales domésticos asociados a la vida cotidiana de los pobladores de la zona.

Dentro de esta situación, se teme que la degradación de la vegetación amenace el medio de sustento de la vida cotidiana ya que esta degradación induce y promueve la erosión de suelos, lo cual se convierte en una causa de disminución de la productividad agrícola y origen de desastres.

d. La Interpretación de las Superficies

El paisaje de la puna, allí donde la cubierta volcánica está ausente, presenta un conjunto de lomas realzadas por barras orientadas o de macizos aislados de dos a trescientos metros de altura alternando con valles ampliamente ensanchados tapizados de depósitos morrénicos, periglaciares o fluvioglaciares. Pliegues vigorosos en los esquistos, areniscas, calcáreos o riolitas están fuertemente truncados, tanto en las series paleozoicas como en las del Mesozoico.

La superficie recorta igualmente los anticlinales y los sinclinales que afectan las pelitas y los conglomerados rojos eocénicos en el Perú central. Se nota la rareza de las formaciones correlativas realmente significativas.

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Es cierto que una capa de alteritas recubre las rocas intrusivas y volcánicas mesozoicas del Norte de Chile, arcillas con nódulos silíceos están atrapados en las dolinas de las mesetas kársticas de los Andes centrales del Mantaro, a veces un desparrame de guijarros consolidados en conglomerados señala el paso de antiguos ríos y oueds. Estos depósitos que no están datados no son tampoco significativos de un aplanamiento; señalan ya sea alteraciones bajo un clima cálido y húmedo o bien cálido y bastante seco y la existencia de una red hidrográfica distinta de la actual y instalada de medio de relieves poco marcados. III. PALEÓGENO – NEÓGENO. PRIMERA FASE DE LA OROGENIA ANDINA (FASE INCA)

En tiempos del Eoceno, tal vez de medio a temprano; se producen perturbaciones locales que culminan en el Eoceno terminal con fuerte deformación compresional, evidenciadas por plegamientos que afectan a las Capas Rojas finicretácicas, así como por fallamiento inverso, siendo la región más afectada la zona norte y central de la Cordillera Occidental; donde al ser desplazada la pila sedimentaria mesozoica contra el geoanticlinal del Marañón, se genera imbricamiento a lo largo de fallas inversas de alto ángulo (Dpto. de Cajamarca, La Libertad y Ancash); mientras que en el Sur la deformación fue menos intensa, ya que se observa que las capas rojas de la Formación Huanca (Arequipa) y Grupo Puno (Altiplano) fueron moderadamente deformadas. Esta segunda deformación denominada por Steinmann con el nombre de “Fase Incaica” fue la más importante del Ciclo Andino, tanto por su extensión como por sus efectos; habiendo continuado después una actividad erosiva intensa y luego un vulcanismo activo (Grupo Calipuy en el Norte, Grupos Rímac y Sacsaquero en el Centro y Tacaza en el Sur).

En el Noroeste durante el Eoceno, se producen constantes movimientos epirogenéticos pre y post Grupo Talara (Eoceno medio), los mismos que fueron acompañados por un enérgico fallamiento en bloques y expansión de fosas, con desplazamientos que en algunos casos superan los 300 m., produciéndose una erosión previa a la transgresión del mar Talara. Entre el Eoceno medio y superior se tienen continuos levantamientos y hundimientos que dan lugar a la acumulación de una gruesa secuencia clástica en la Cuenca Talara (Grupos Talara, Verdún y Chira) con algunas discordancias y conglomerados intraformacionales. El mar alcanza la parte Occidental de la Cuenca Sechura.

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En la costa sur, no se conoce mucho los eventos del Paleoceno-Eoceno inferior, probablemente hubo fallamientos que dieron lugar a la formación de las cuencas de sedimentación marina conocidas como Cuencas Pisco y Camaná la primera de ellas empieza a rellenarse después del Eoceno medio (Formación Paracas).

Hacia el Este en la Región Subandina continúa la subsidencia en forma lenta con la acumulación de sedimentos continentales rojizos y algunos levantamientos intermitentes en las áreas de aporte marginal, los mismos que están reflejados por los niveles conglomerádicos, no siendo posible correlacionar estos eventos con otros del territorio peruano.

IV. MIOCENO. SEGUNDA FASE DE LA OROGENIA ANDINA (FASE QUECHUA)

Durante el Mioceno la actividad volcánica explosiva fue intensa en la Cordillera Occidental, desarrollándose una gruesa y variada secuencia de piroclásticos mezclados en muchos lugares con sedimentos lacustrinos. Las series volcánico-sedimentarias del Oligoceno llegan hasta el Mioceno inferior (cubriendo a las estructuras fini-eocénicas) casi sin discordancias mayores; sin embargo entre el Mioceno inferior y superior si las hay, de allí entonces que se puede ubicar la siguiente deformación importante después de la fase incaica en los tiempos del Mioceno medio.

Entre el Mioceno y el Plioceno se produjeron dos o más deformaciones, las mismas que se iran conociendo a medida que se vaya estudiando con más detalle la región andina y se tengan dataciones radiométricas que permitan definir las edades de las series volcánicas y por lo tanto, ubicar bien en el tiempo las discordancias que las separan. Para Steinmann, hubo sólo una tercera fase a la que llamó “Fase Quechua” y la ubicó en el Mioceno tardío; sin embargo las dataciones de los Volcánicos Huaylillas en el Sur, Caudalosa en el centro, con edades entre 10 a 14 M.A. los mismos que se encuentran plegados sobre los Grupos Tacaza y Castrovirreyna, cuyas edades están entre 17 y 30 M.A. denotan una deformación entre los 17 y14 M.A., es decir, en el Mioceno medio. Esta deformación conocida como “Fase Poroche” en el Perú central o también como “Quechua 1” es compresiva, aunque sus esfuerzos son menores que los de la “Fase Incaica”, con pliegues más abiertos y fallamiento reactivados. Luego de ella, se produce una acción erosiva fuerte que genera la “Superficie Puna” extendida a toda la Cordillera Occidental y que es sepultada por los Volcánicos Huambo en el norte, Huarochirí en las cabeceras de los ríos Lurín y Mala, Caudalosa en Huancavelica, Capilluni o Maure en Arequipa, y Huaylillas en Tacna.

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En el Altiplano esta tectónica intra-miocénica parece no manifestarse por pliegues, sino por una epirogénesis responsable de una fuerte erosión. Posterior a esta erosión y durante el Mioceno superior, es cuando la actividad explosiva se hace intensa; las series volcánicas que sepultan a la superficie Puna son mayormente tobáceas y se les observa rellenando valles y/o superficies preestablecidas.

En el Centro y Sur del Perú, rocas volcánicas del Mioceno superior son cubiertas en discordancia por ignimbritas del Plioceno temprano (6 M.A., 5,1 M.A., 4,2 M.A.). Esto indica que una nueva fase tectónica se habría dado en el Mioceno terminal entre los 10 y 9 M.A. a la que podríamos llamar “Quechua 2”.

En la Costa Noroeste durante el Mioceno, se producen transgresiones y regresiones en el mar que ocupan las cuencas Sechura y Progreso, mientras que la cuenca Talara

durante este tiempo

permenece levantada y en ella no hay deposición.

El mar en la cuenca Sechura es somero pero de gran extensión, llegando por el Este hasta las estribaciones de la Cordillera Occidental. Sus depósitos son clásticos y arcillo-tobáceos, con influencia de cenizas volcánicas venidas de la partes altas de dicha Cordillera (Fm. Zapallal).

En la Costa Sur el mar también es amplio, desarrollándose secuencias clásticas y tobáceas, ya que al igual que en el norte las cenizas volcánicas vienen del Este de la Cordillera Occidental, donde como se ha dicho antes, la actividad volcánica y sobre todo explosiva era intensa (Fm. Pisco).

En la región Subandina y cuenca Oriental, las fases tectónicas fini-eocénicas e intra-miocénicas parecen no afectar a la sedimentación. Después de la retirada del mar en el Oligoceno, se deposita en el Mioceno una gruesa secuencia de clásticos rojizos (Capas Rojas superiores) denominadas como Grupo Chambira, Chiriaco o Contamana III, conociendo su primer y único plegamiento hacia el límite Mioceno-Plioceno (Fase Quechua 2). V. DESARROLLO DE LA FAJA COSTANERA EN LOS PERIODOS PALEÓGENOS – NEÓGENO Y CUATERNARIO

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VI. DESARROLLO DE LA FAJA ANDINA Y LLANURA AMAZÓNICA 6.1 Amazonía Norte (Cuencas Santiago y Marañón) 6.1.1

Zona Subandina a. Formación Huayabamba Consiste de lodolita rojo oscura a púrpura, limolita y arenisca de grano medio localmente manchada y abigarrada color verde gris. Hacia el este se vuelve de grano más fino y cambia a lodolita y limolita, rojo oscuro a abigarrada. Las areniscas presentan grano fino a grueso y localmente micro-conglomerádica. La lodolita en parte es tufácea y de color verde. b. Formación Pozo Litológicamente consiste de lodolitas abigarradas de tonos rojizos a púrpuras con lutitas a veces carbonáceas en capas delgadas de colores claros a marrones, con intercalaciones delgadas de calizas gris oscuro y areniscas gris claras. En la base ocurren tobas arenosas masivas. Se ha diferenciado dos miembros: Arena Pozo, compuesto de arenas blancas bien clasificadas, y la lutita Pozo con arcillas y lutitas gris verdosas. Sus secuencias presentan dos niveles ricos en glauconita (Hermoza, 2004). El espesor varía entre 150 y 400 m. Robertson Research (1981) y Gutiérrez (1982) distinguen en esta formación una zona inferior de Ammobaculites “P”, una zona mediana de ostrácodos, y una zona superior de Verrucatosporites usmensis, que data al Eoceno superior c. Formación Chiriaco Consiste de una serie de lodolitas, limolitas y areniscas interestratificadas lenticulares con estratificación cruzada y gradacional. Se ha reportado la ocurrencia de grandes pedazos de madera petrificada. d. Formación Tacsha Cushumi La sección representativa se encuentra en el río Morona. Litológicamente se diferencia dos miembros: El arenoso inferior de más de 2500 m de espesor con areniscas de 0,1 a 0,3 mm, mal clasificada, con 4 a 10 % de granos oscuros y 2 a 5 % de inclusiones carbonáceas; y el limolítico superior de 630 m. de espesor, con lodolita y limolitas de colores gris azul a rojo marrón claro, fuertemente intemperizado con más de 5 % de material carbonáceo que esta mayormente

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concentrado a lo largo de los planos de estratificación. Este miembro probablemente sea el equivalente occidental de la Formación Pebas. El ambiente deposicional varia de continental a lacustrino hasta zonas pantanosas. 6.1.2

Llano Amazónico a. Formación Pebas. (Mioceno inferior tardío a Mioceno medio temprano) El área mas representativa de la formación Pebas son los afloramientos a lo largo del río Amazonas desde el poblado de Pebas, 150 m al W de la Base Naval de Pijuayal hasta la localidad de Chimbote Está constituida esencialmente de lodolitas, esmectitas fosilíferas, canales con arenitas inmaduras y lignitos. Las arenitas y lodolitas presentan coloraciones mayormente azules o grises. Se encontraron tres tipos principales de asociaciones de litofacies. Los ciclos (parasecuencias) granodecrecientes a granocrecientes son los mas abundantes y han sido interpretados como períodos de sumersión en el nivel local de las aguas (Rasanen et. al. 1998). Gran abundancia de fósiles de bivalvos, gasterópodos y restos de vertebrados. Se interpreta un ambiente lacustrino de aguas someras de larga vida. b. Formación Nauta (Mioceno superior) La sección representativa se localiza en la carretera Nauta 2-Iquitos Km. 9.24-9.28, carretera Nauta 3-Iquitos Km. 14.52-14.6 (Rasanen et al, 1998). Presenta capas de arenitas y lodolitas en alternancia usualmente de color amarillo rojiza, raramente grisácea. Los sedimentos son parte de grandes complejos de canales rellenos con estratificación cruzada hetereolítica (EHI). Se nota mucho retrabajamiento (presencia de intraclastos) de lodolitas, frecuentemente forman estratificación en transposición (capas muy deformadas) (Rasanen et al., 1998). Se interpreta un ambiente de sistema fluvio-estuarino con sobresaturación de sedimentos e influencia de mares y olas en una cuenca cerrada (Rasanen et al., 1998). c. Formación Iquitos La sección representativa se encuentra en El Paujil, Quistococha, Km. 25 carretera Iquitos – Nauta. Se trata de areniscas cuarzosas blanquecinas. Esta unidad esta conformado por uno o más ciclos granocrecientes, empezando con un canal basal con gravas de cuarzo, graduando a arenitas blanquecinas y ocasionalmente cubierto

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por lodolita. El ambiente deposicional es de arenas de barras en punta de un sistema fluvial meandriforme. 6.2 Amazonía Central (Cuenca Ucayali) 6.2.1

Zona Subandina a. Formación Yahuarango (Paleoceno inferior-superior, Eoceno) Esta serie está bien expuesta en la boca del Río Yanayacu (Kummel, 1946), cuenca Ucayali con un espesor cercano a los 1000 metros. Esta constituida por secuencias continentales con algo de influencia marina. La serie presenta conglomerados con guijarros redondeados con estratificación cruzada, intercalaciones espesas de lutitas rojas interestratificado con limolitas grises y rojas con concreciones de hierro, restos de plantas y algunas capas de areniscas. Se sugiere un ambiente continental con algo de influencia marina. b. Formación Chambira (Oligoceno-Mioceno inferior) Descrita con un espesor de 680 metros, en la localidad de la quebrada Chambira, afluente por la margen occidental del río Cushabatay. Litológicamente presenta lutitas rojas limosas, con intercalaciones de areniscas masivas grises marrones de grano fino con estratificación cruzada con interláminas (partings) de lutitas rojas. c. Formación Río Picha (Mioceno-Plioceno) La sección representativa se encuentra a lo largo de las márgenes del río del mismo nombre. Está constituida por conglomerados polimícticos con rodados de cuarcitas, metamórficas, e intrusivas con diámetros entre 0.5 a 7 cm., unidos por una matriz arcillosa-arenosa con cemento calcáreo que se disponen en secuencias irregulares. Existen escasas intercalaciones de areniscas líticas. Se interpreta un ambiente deposicional de abanicos aluviales.

6.2.2

Llano amazónico a. Formación Pozo (Eoceno superior) Litológicamente en la cuenca Ucayali consiste de limolitas y limo arcillitas en capas delgadas de color gris verdoso con muchas intercalaciones de bancos de areniscas cuarzo feldespáticas de color beige y tonos rojizos, pequeños nódulos calcáreos y guijarros arcillosos de colores claros gris. Presenta microfósiles. Alcanza hasta 100 m de potencia. El ambiente deposicional es marino costero.

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b. Formación Ipururo (Mioceno-Plioceno) La sección representativa se encuentra a largo del río Cushabatay, entre el río Ipururo y Huchpayacu (Kummel, 1946). Estudiada en las colinas de Contamaná con un espesor de más de 1000 metros. La litología muestra horizontes de lutitas rojas en parte limosas, así como bancos de areniscas potentes con concreciones lenticulares de areniscas cuarcíticas duras y capas de conglomerados de guijarros aislados, con algunas “partings” de lutitas. El ambiente de sedimentación habría sido fluvial continental. c. Formación Ucayali (Pleistoceno) Se sugiere el área del Río Cushabatay como área tipo, donde fue definida por Kummel (1946). El espesor de la serie es del orden de 25 a 30 m. Litológicamente presenta alternancias de arcillas negras, marrones a verde olivo y capas de arenas con estratificación cruzada. 6.3 Amazonía Meridional (Cuenca Madre de Dios) 6.3.1

Zona Subandina a. Formación Punquiri (Paleoceno) Esta compuesta de alternancia de Areniscas y limonitas; con un notable y prominente conglomerado intraformacional con clastos de bolas de arcillas y “pellets” de limonitas. Las areniscas presentan colores desde el marrón al violeta, morado y gris verdoso claro. La talla de grano es fina a medio. La estratificación varia de delgada a gruesa y es mayormente irregular a canalizada. Se observa una alternancia de bancos arenosos canalizados e intervalos potentes de arcillas y limolitas. Las limolitas y lodolitas son varicolor y algunas son arenosas y micáceas; la estratificación es fina a masiva. Aproximadamente hay la misma cantidad de areniscas y limonitas (Hatfield, 1962). Son facies continentales, con ambientes de planicies de inundación. b. Formación Tavará (Eoceno-Oligoceno) La sección representativa se encuentra en el río Távara, afluente el río Madre de Dios. Comprende Limolitas rojo marrón, intemperiza a amarillo, estratificación delgada, calcárea, fosilífera con capas de calizas delgadas de 5 cm gris oscuras casi litográficas; las calizas contienen espinas de equinoideos, espículas de esponjas,

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ostracodos y otros foraminíferos. El espesor es de 30 m. Se trata de un ambiente de aguas dulces a salobres, los equinoideos pueden indicar una fuerte influencia de agua salada. c. Formación Quendeque (Oligoceno Medio-superior a Mioceno) Unidad definida en Bolivia (desembocadura del río Quendeque en el Beni). Sugerimos que la sección de referencia en el Perú sean los afloramientos “MD23” y “MD28” del sinclinal de Punquiri (Río Inambari) descrito por Hermoza (2004). Se trata de una serie predominantemente arcillosa, muestra varias barras de areniscas cuarzo feldespático de colores marrón rojizo con espesores de 6 a 8 metros que se intercalan entre los horizontes limo arcillosos de 10 a 15 m de potencia. El ambiente es de canales fluviales meandriformes y planicie de inundación hasta planicie costera estuarino /deltaica a aluvial en Bolivia. d. Formación Charqui (Mioceno superior) Sugerimos como sección de referencia MD18-20 del sinclinal de (Río Inambari) descrito por Hermoza (2004). Esta compuesta por una sucesión de capas conglomerádicas a la base, areniscas cuarzo feldespáticas de color marrón en el tope, la parte media presenta una granulometría mas fina sobre las arcillas grisáceos. El ambiente es de conos aluviales. e. Formación Mazuko (Plioceno a Pleistoceno) Sugerimos como sección de referencia los afloramientos “MD31” y “MD32” del sinclinal de Punquiri (Río Inambari) descrito por Hermoza (2004). Esta constituida esencialmente de conglomerados poligénicos con clastos de 15 a 30 cm de diámetro, bien redondeados. Los clastos son de naturaleza esencialmente de rocas intrusivas, volcánicas, esquistos, gneis, cuarcitas. Los bancos presentan estratificaciones entrecruzadas en artesa y estratificaciones oblicuas planas. El espesor es de + 500 m y se interpreta secuencias progradantes de conos aluviales (Hermoza, 2004).

6.3.2

Llano amazónico a. Formación Inambari (Eoceno-Mioceno) Esta conformada por arcillas y limolitas rojizas con algunas intercalaciones de areniscas (30%) de grano fino.

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Estos sedimentos edifican secuencias granodecreciente. Supera los 100 m de espesor. El ambiente de depósito es de tipo continental. La edad es Eoceno para la base de la Formación Inambari. b. Formación Madre de Dios (Mioceno tardío) Se sugiere como afloramientos tipos la Estación Biológica Los Amigos (Cerro Colorado) en el Río Madre de Dios y Cocha Cashu en el Río Manú. Esta conformada por secuencias con estratos gruesos y otras con estratos delgados y diferente litología. Los sedimentos forman sucesiones granodecreciente de 10-16 m de espesor. La parte inferior se presenta masiva con estratificación luego bancos de arena de grano fino a medio, Hacia el tope hay una gradación de estructuras de corriente de arena de grano fino u ondulitas ascendentes heterolíticas. El ambiente es de llanura deltaica, canales fluviales y estuarianos, con paleosuelos. c. Formación Quimiri (Pleistoceno-Holoceno) La sección de referencia se localiza desde la confluencia del Río Tambopata y Malinowski, a lo largo del Río Malinowski. Esta unidad de 20 a 30 m de potencia, presenta

conglomerados

redondeados

con

una

matriz

areniscosa.

Los

conglomerados están formados de guijarros redondeados de 1 a 20 cm. de diámetro, formados por 60% de areniscas y 40% de rocas ígneas y cuarzo puro. La matriz es areniscosa de grano fino a muy grueso. Con restos de troncos de árboles carbonizados, ramas y hojas. Se trata de canales fluviales conglomerádicos que sobreyacen en discordancia erosional a la Formación Madre de Dios. Presenta niveles ferruginosos endurecidos, con estructuras slumps. El ambiente pasa de abanicos aluviales coalescentes a canales fluviales tipo meandriformes que cortan la llanura de inundación.

6.4 Desarrollo de la Cordillera Oriental y Faja Subandina Hace 5 ó 10 millones de años, debido al proceso de hundimiento de la Placa de Nazca por debajo de la Placa Sudamericana, se produjeron una serie de acontecimientos geológicos importantes, dentro de los cuales se reporta, por un lado, el levantamiento de la Cordillera Oriental y la Faja Subandina, y por otro, la división de la Cuenca amazónica en varias subcuencas de antearco, entre ellas la de Madre de Dios.

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La evolución morfogenética de la cuenca Madre de Dios y territorios aledaños encierra cierta complejidad, debido a que en ella se oponen dos extensos territorios que se diferencian por su comportamiento morfoestructural.

La primera, conformada por las elevaciones montañosas de la Cordillera Oriental-Faja Subandina, y la segunda, por la región depresionada que conforma el Llano Amazónico. Mientras el territorio cordillerano era afectado por la tectónica andina, con sus etapas de plegamiento y levantamiento, el llano amazónico sufría etapas de hundimiento y basculamiento por sobrecarga de sedimentos acumulados provenientes del occidente. En la actualidad estas acciones continúan en el mismo sentido pero con menor intensidad.

Paisaje Típico de Montaña

Paisaje Típico de la Llanura Amazónica

Durante el Pleistoceno se han producido intensas oscilaciones Paisaje Típico de laclimáticas que influenciaron en la región; presumiéndose que la primera etapa de Amazónica glaciación produjo en terrenos del llano Llanura amazónico, situaciones paleogeográficas de sábana, donde las lluvias eran más estacionales (un probable remanente de ello son las Pampas del Heath de características morfológicas y climáticas particulares). Esto permitió que en algunos sectores del pie de monte andino se Geología del Perú Levantamiento Andino y Desarrollo Geomorfológico

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generen extensos Glacis. Posteriormente, las glaciaciones más modernas dieron lugar a situaciones parecidas aunque más breves. Los levantamientos epirogénicos débiles dieron lugar a fases de disección, conformándose los diferentes niveles de terrazas aluviales, así como el modelamiento de los sistemas colinosos. En el Holoceno ocurre una gradual elevación de la temperatura atmosférica y la definición de las configuraciones selváticas amazónicas. Los procesos de erosión pluvial y disección del relieve disminuyen por la mayor cobertura boscosa del terreno, en tanto que los ríos aumentan su caudal, generándose un incremento de los socavamientos y erosión lateral, que se manifiestan en un ensanchamiento de los cauces. El material rocoso de esta zona es de tipo sedimentario, cuyas edades van desde el Paleozoico inferior al Cuaternario reciente. Las unidades estratigráficas de mayor distribución son las Formaciones Madre de Dios (Cuaternario antiguo) e Iporuro (Terciario superior), que se extienden ampliamente en la región depresionada del departamento de Madre de Dios, le siguen en importancia los depósitos aluviales holocénicos (recientes) que se localizan a lo largo de los ríos. Existen diversos tipos de sedimentos más antiguos, compuestos generalmente por areniscas cuarzosas o feldespáticas, pizarras, lutitas, margas, calizas, lodolitas, arcillitas, conglomerados y otros materiales como gravas, arenas, limos y arcillas. Estas características litológicas, conjuntamente con los procesos geológicos, geomorfológicos y climáticos, son los principales causantes del actual relieve del departamento de Madre de Dios, el cual se caracteriza por presentar dos grandes unidades biofísicas: La Cordillera Oriental Faja Subandina y la Llanura de Madre de Dios. Estas unidades se diferencian entre sí por sus características litológicas, formas de tierra, desarrollo pedogenético, altitud y tipos de cobertura vegetal. Concordante con este tipo de relieve, los principales procesos morfodinámicos que más afectan el área son los derrumbes, deslizamientos e inundaciones. Estas características biofísicas condicionan, a su vez, las diversas actividades socioeconómicas en el departamento.

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24 Árbol de Castaña

6.5 La cordillera Oriental - Faja subandina P Ubicada entre 500 y 3,967 msnm, al Sur Oeste del departamento de Madre de Dios, se a

caracteriza por ser montañosa y colinosa, de relieve accidentado, conformado por pizarras, i

lutitas, calizas, areniscas y cuarcitas, donde los suelos son superficiales y de baja fertilidad s

natural. El clima en algunas zonas es Perhúmedo y en otro Húmedo, caracterizado por su alta a

precipitación, que varía entre 3,000 y 6,000 mm anuales. En la cima de jla montaña la vegetación es achaparrada y densa y en algunas zonas se registran pajonales de epuna, mientras que en las partes depresionadas los portes de los árboles son más grandes T con rangos comerciales. En las zonas montañosas nacen algunos ríos como el Madre deí Dios, Manu e Inambari. Los ríos son de cauce estrecho y torrentoso.

p i c o d e l a L l a n u

Vegetación de Pacal

r a A

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6.6 La Llanura de Madre de Dios Es la más extensa y se desarrolla al este del alineamiento montañoso subandino entre 176 y 500 msnm. Se caracteriza por presentar un relieve suave y ondulado, donde predomina la planicie aluvial (complejo de orillares y terrazas) y colinas bajas. Litológicamente está constituida por areniscas, arcillitas y limolitas de edad terciaria y por arenas, limos, arcillas y conglomerados aluviales del cuaternario. Los suelos son profundos, siendo los de mayor fertilidad los aluviales inundables que reciben aportes de nutrientes en los sedimentos que son depositados durante la fase de creciente de los ríos. En esta unidad recorren en mayor extensión los ríos Madre de Dios, Manu e Inambari, así como el Malinowski y el Tambopata. En el sector de colinas altas nacen los ríos De las Piedras, De los Amigos y Tahuamanu, entre otros. El clima varía entre Húmedo y Subhúmedo, con precipitaciones que oscilan entre 1,500 y 3,000 mm anuales. En un sector del departamento, ubicado en la faja central, se registra déficit de agua en una época del año. En el sector norte del departamento, especialmente en las tierras de altura, la vegetación, se caracteriza por la presencia de pacales (Guadua sp en comunidades puras o asociadas). En las zonas de mal drenaje predominan los bosques de palmeras constituidos principalmente por aguajales (Mauritia flexuosa), los cuales se concentran en el sector sur de este territorio, en zonas próximas a los principales ríos. En el sureste, adyacente a la frontera con Bolivia, en las Pampas del Heath, se presenta un tipo de vegetación muy particular de sabanas de pajonales (comunidad casi pura de gramíneas y ciperaceas principalmente, asociado con palmeras y árboles dispersos). También en esta unidad existen algunas especies diferentes a la madera que poseen cierto valor económico y que caracterizan a la vegetación, tales como castaña (Bertolletia excelsa) en la zona este y la shiringa (Hevea brasiliensis y otras) en la zona nor este del territorio. En esta unidad se reporta alta diversidad florística y mayor heterogeneidad, con especies arbóreas dominantes de porte vigoroso en relación a la vegetación de las zonas montañosas, caracterizada por el reducido número de especies, de tamaños pequeños y mala conformación. VII. LA GLACIACION ANDINA Y MODELADO ANDINO ACTUAL A lo largo del litoral la corriente de Humboldt empezó a comienzos del Cuaternario y se acompañó de subidas de aguas frías en la proximidad de la costa. En el extremo Sur del continente una glaciación que se data de dos millones de años sería responsable de la extensión de la napa de gravas que cubre el piedemonte, argentino. Weischet que releva la existencia de cuatro glaciaciones cuaternarias en la región de los lagos chilenos, encuentra los vestigios muy alterados

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de una glaciación andina del Cuaternario antiguo que se habría extendido hasta el pie de la cordillera de la costa. Esta glaciación antigua de las latitudes medias es probablemente contemporánea de la encontrada en los Andes tropicales del Perú. En la, cuenca superior del Mantaro un glaciar de meseta recubre el conjunto de los relieves y baja hasta 3600 m; moviliza en morrena de fondo la cobertura detrítica heredada de un período mas cálido. Estas morrenas están localmente coronadas por napas fluvioglaciares de varias decenas de metros de potencia. Morrenas y napas han sido ulteriormente encontradas en brechas y conglomerado. En las vertientes calcáreas entre 3000 y 4000 m. derrubios gruesos de gelifracción cubren las pendientes, consolidado por la calcita aun dan su perfil a una parte de las vertientes. Datan del mismo periodo frío. En la cordillera oriental del sur del Perú imponentes morrenas de material encostrado o alterado son las herencias de este periodo. Al mismo tiempo algunos glaciares utilizando las líneas de fractura radial del batolito de la cordillera blanca cavaban grandes valles en cuna y depositaban sus morrenas sobre la meseta que domina el surco del santa. Esta primera glaciación andina duro mucho tiempo. Es posible distinguir los rastros de por lo menos dos grandes pulsaciones. La primera más fría y seca, la segunda mas húmeda. Después nunca los glaciares bajaron tanto. Las morrenas heredadas de esta glaciación son más importantes que las dejadas por las glaciaciones más recientes y los fragmentos de gelifracción son más gruesos, lo que traduce probablemente heladas más intensas que en el curso de las fases frías siguientes. En los andes centrales un largo interglacial se manifiesta primero por el encostramiento de los depósitos, por su alteración que va hasta la elaboración de arcilla (illitas y caolinitas), por la descomposición de los bloques graníticos y la desagregación de las areniscas por deferruginización. Las napas detríticas de los fondos de los valles están cortadas en terrazas por ríos menos cargados. Más o menos en todas partes se notan dos grandes crisis glaciales más recientes, datadas del cuaternario medio y reciente que Th. Van de Hammen en Colombia, Auer y Lauer en Chile, J. Tricart para el conjunto de la cadena, ponen en paralelo con las glaciaciones del Riss y del Wurm de la Europa media. En los altos andes centrales, después del largo interglacial, glaciares coalescentes se esparcen sobre las mesetas situadas a 4000 m. en la parte baja de las cordilleras. Después de la fusión de este glaciar de piedemonte, otros glaciares de valle traducen crisis recientes, dejando cada pulsación un arco morrenico más arriba del cual se encuentra el arco mas reciente. En Chile se observa un interestadio datado de - 14000 a - 12000 años corresponde mas o menos al tardiglacial de Europa.

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La altitud del frente de los glaciares tropicales estaba en función de las precipitaciones, del régimen térmico, de la amplitud y de la disposición del volumen montañoso. En los andes secos tropicales y subtropicales, los glaciares no se rebajaron por debajo de 4200 m. mientras que se observan morrenas a 2400 m. en el valle del Urubamba, al pie de las cimas de la cordillera de Vilcabamba. En Chile central, donde los frentes de los glaciares actuales están hacia 3400 m, los glaciares cuaternarios han bajado hasta 1800 m (las huellas a 1100 m son menos seguras) y en la región de los lagos la última glaciación (16000 – 12000 B.P.) ha esparcido sus lóbulos sobre el piedemonte. Chorros periglaciales, taludes de gelifracción sobre las vertientes son contemporáneos de las glaciaciones tanto en Chile central como en los Andes centrales. 7.1 Los sistemas morfogenéticos y sus consecuencias sobre los modelados 7.1.1 Los sistemas azonales Rigen la evolución de las pendientes fuertes ligadas al hundimiento de los valles. Están sujetos a la pendiente de las vertientes (igual o superior a 40°). La superficie de estas vertientes es particularmente móvil. Los movimientos de la masa representan un papel importante; son facilitados por la trituración del material rocoso, la frecuencia de las alteraciones de origen climático o hidrotermal, las sacudidas sísmicas y las fisuraciones superficiales que los acompañan. La forma de la vertiente terminándose frecuentemente hacia abajo por una garganta, y el socavamiento por el río de la base de la pendiente intervienen igualmente. Sin embargo, las condiciones de la dinámica de las vertientes cambian el dominio húmedo, tibio o caliente, favorable al desarrollo de una cobertura forestal, incluso sobre pendiente fuerte, al dominio climático caracterizado por la alternación de una estación seca y de una estación de fuertes lluvias. Acciones nivales (avalanchas, chorreos y solifluxiones nivales) se ejercen en el dominio fresco y húmedo de las latitudes medias.

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Los grandes medios de los andes tropicales en la época actual

7.1.2 Etapa de erosión y la glaciación Posteriormente, la formación Arco-Aja sufrió varias etapas de erosión marcadas por el desarrollo de superficies de tipo “glacis’’. a. Un glacis antiguo. (gl - 6) se observó en las cuencas de Ancocala y de Macusani; en Crucero y Trapiche le corresponde también algunas formas altas de aplanamiento residuales. En la cuenca de Ancocala sólo se marca por un remanente aislado que se apoya muy arriba sobre los relieves de la Precordillera de Carabaya mientras que aguas abajo, se encuentra suspendido a unos 25 m por encima del rio Carabaya. Dicho glacis aparece flexurado localmente por una falla del substrato. El glacis 9146 es anterior a toda marca de glaciarismo. b. Un glacis. (gl - 5) se observa abajo del glacis. En la cuenca de Trapiche, dicho glacis forma una planicie poco inclinada, de varios kilómetros cuadrados, cuyo tope preservado deja observar un horizonte de alteración rojizo que puede alcanzar 3 m de espesor. En Ancocala, cuando este glacis se desarrolla sobre las ignimbritas en la ribera izquierda del río Carabaya, no se nota la alteración rojiza, mientras que dicha alteración queda parcialmente conservada sobre el material fluvial Arco-Aja en la ribera derecha. La pendiente muy suave de la superficie del glacis y el desarrollo de un horizonte de alteración tan potente sugiere un tiempo relativamente largo de estabilidad de los re1ieves. Geología del Perú Levantamiento Andino y Desarrollo Geomorfológico

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7.1.3 Las glaciaciones antiguas a. La glaciación Limata En la cuenca de Ancocala, la existencia de grandes bloques, de varias decenas de metros, a veces formando dos líneas curvas y casi condntricas con amplitud de varios kilómetros, marcan la posición de dos arcos morrénicos antiguos. Los bloques son de cuarzo y de leucogranito procedente de la Cordillera oriental al Este. EI alineamiento perfecto de los bloques nos conduce a descartar la posibilidad de un emplazamiento por movimiento en masa de tipo “huayco” o colada de barro. Los bloques sobresalen actualmente de la planicie de erosión reciente (río Carabaya y carretera hacia Sandia) mientras que más al NW (zona de Limata y trocha al pueblo de Ancocala) se encuentran enclavados en el horizonte de alteración rojiza del glacis gl - 5, lo que indica que los bloques de esta glaciación, que llamamos glaciación Limata, se emplazaron anteriormente al glacis gl - 5. En la cuenca de Macusani, un afloramiento de una antigua morrena (con bloques de granito tipo “Coasa”) preservada a más de 4400 m en la zona del Cerro Turnocuncaloma, corresponde muy probablemente a la glaciación Limata. b. La glaciación Ancocala Se observó en Ancocala y en Pampa Blanca, pero también está presente en todas las otras cuencas. Se caracteriza por el grado de alteración avanzado del material morrénico de color ocre, más que por sus formas que, arrastradas o recubiertas por los episodios glaciales posteriores, no se notan más. La disposición del material sugiere que se trataba de lenguas glaciales extensas y achatadas, relativamente poco espesas, que no se encavaron profundamente. Localmente fue posible observar el pasaje hacia los depósitos fluvioglaciales correlativos y delimitar así la extensión del hielo. 7.1.4 EI glacis (gl - 4) Es una superficie de erosión con pendiente muy suave que se desarrolló posteriormente a la glaciación Ancocala. Su tope está marcado por un nivel de alteración rojiza, recubierto por el material de las glaciaciones rnás recientes. AI Oeste del pueblo de Ancocala el glacis gl - 4 queda a pocos metros por encima del glacis gl - 5 con cual casi se paraliza. En partes poco erosionadas, el glacis gl - 4 presenta material de cobertura de

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tipo fluvio-torrencial no clasificado, bastante arcilloso y de color ocre rojizo. La etapa del glacis gl - 4 se caracteriza también, probablemente a su final, por cavamientos de quebradas. 7.1.5 EI glaciarismo reciente Se caracterizan por amplios valles glaciales profundamente cavados y morrenas con formas generalmente bien conservados que se distinguen nítidamente en el paisaje y en las fotos aéreas. a. La fase Chaquiminas (Avance Máximo) Corresponde a lenguas glaciales de hasta unos 15 km de largo, bien canalizadas en valles profundamente cavados en las formaciones anteriores. EI avance de las lenguas glaciares provoca a veces un cierre o un desplazamiento de los ejes de drenaje (Ananea, Ancocala, Macusani), y su creciente un desbordamiento lateral del hielo (difluencia como en Pampa Blanca por ejemplo). En ciertos casos no hay morrena frontal terminal y le corresponde grandes coladas de solifluxión y derrames de lodo. EI material morrénico bien compactado y de color gris ocre, ha sufrido una leve evolución. Después de la fase Chaquiminas, la evolución va hacia un retroceso generalizado del hielo. La fusión se realizó en forma pulsada con etapas de estancamiento y de pequeñas crecidas que dejaron arcos morrénicos siempre internos en relación con las morrenas Chaquiminas. Los episodios mayores diferenciados en el valle del lago Rinconada corresponden a las fases Islapampa, Rinconada y Pampa Molino marcadas por arcos morrénicos frontales. Paralelamente al retroceso glacial general se desarrolló aguas abajo de las morrenas, una sedimentación fluvioglacial y fluvial formando un sistema de tres terrazas mayores escalonadas. La terraza holocena se caracteriza por un material fino, limoarcilloso, con desarrollo frecuente de turbas y poco material grueso de tipo torrencial o coladas de aluvión. b. La evolución Post-Glacial Es relativamente lenta en las cuencas conectadas con el lago Titicaca. EI río Carabaya presenta una leve incisión con vertientes evolucionando en forma de glacis. La fuerte erosión regresiva de los ríes del lado oriental de la Cordillera está empezando a cruzar la línea divisoria de agua, dando lugar al fenómeno de Geología del Perú Levantamiento Andino y Desarrollo Geomorfológico

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"captura" como por ejemplo el río Tambillo que drena una parte de la cuenca de Ancocala hacia el rio Inambari. Datos cronológicos sobre la evolución reciente quedan escasos. Se nota que el retroceso actual de los heleros está destapando pequeños trabajos mineros antiguos (Cerro Ccarhuari, Gavilán de Oro) que probablemente fueron sepultados por la crecida de la “Pequeña edad glacial”. VIII. EL DESARROLLO DE LOS VALLES INETARNDINOS 8.1 Los Valles Interandinos o Depresiones Tectónicas Son las cuencas de depósito sedimentario de las cordilleras. En estas áreas se han instalado los principales sistemas aluviales (ríos, ciénagas y pantanos) existentes en la actualidad. La mayoría de estas zonas son inundables y receptoras de sedimentos transportados por los ríos. En general, los valles se encuentran aplanados y modelados por la dinámica de los ríos al ser depresiones que se originaron con la actividad erosiva de un río o un glaciar. Su forma esta predeterminada por la capacidad que tengan los ríos para transformar el relieve; ellos, con su acción, generan procesos de arranque y depósito de materiales (agua, tierra, arena, limo y rocas) provenientes de las cordilleras.

Nuestros valles se pueden subdividir en dos clases:  Valles transversales. Se ubican perpendicularmente sobre la cordillera y están regidos por la dinámica de los ríos que nacen y atraviesan la cordillera.  Valles longitudinales. Se disponen en la misma dirección de la cordillera y pueden considerarse los más importantes por su amplitud y por red hídrica que los conforma.

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La cordillera Andina representa aproximadamente 30% del territorio peruano, recorre el país de Sur a Norte desde Bolivia a Ecuador, esta cruzada por cientos de Valles interandinos. La diferencia altitudinal entre los altos picos de mas de 6000 msnm y los profundos valles genera diversos climas y una rica variedad de especies animales y de plantas. Los cañones mas profundos del mundo Colca y Cotahuasi se encuentran en Perú en el Departamento de Arequipa, ambos tienen paredes que sobrepasan los 3,000 metros desde la base hacia el tope de la terraza.

32 8.2 El Valle Interandino Se trata de una fila discontinua de volcanes ubicada entre las dos Cordilleras. Los volcanes se encuentran generalmente en forma de grupos (denominados localmente nudos), dispersos de manera transversal a la depresión Interandina, generalmente en los lugares donde ésta cambia de orientación, lo cual sugiere que su ubicación está controlada por fallas o fracturas de dirección conjugada al rumbo de las Cordilleras. Cerca de la frontera con Colombia se encuentran una serie de centros de emisión poco importantes, un poco más al sur, donde el Valle Interandino toma un rumbo Norte-Sur se encuentra el grupo de volcanes compuesto por el Mojanda-Fuya Fuya, Cusín, Imbabura y Cubilche. Un poco más al Sur se encuentran algunos estratovolcanes como el Ilaló, Pasochoa, y Rumiñahui, ubicados de manera longitudinal a la depresión. El gran estratovolcán de Sagoatoa y su cono satélite de Unamuncho ocupan una posición dentro del valle, inmediatamente al Norte de Ambato, mientras que cerca de Riobamba, se encuentran los centros de emisión Igualata, Mulmul, Calpi y Llimpi, así como los conos pequeños de escoria de Tulabug y Aulabug. En cuanto a su petrografía y geoquímica se nota una variación apreciable, desde andesitas basálticas hasta dacitas. Las andesitas básicas predominan en el Rumiñahui, Pasochoa, Ilaló, Cusín y Sagoatoa, mientras que andesitas son más abundantes en el Igualata, Llimpi, Calpi, Mojanda e Imbabura. Finalmente, encontramos dacitas en el Fuya Fuya e Imbabura. Respecto a las edades de este grupo de volcanes, se puede apreciar que abarcan un gran período de tiempo (Barberi et al, 1988). así, las edades más antiguas se tienen en el viejo y erosionado volcán Rumiñahui (con una datación K/Ar de más de 9 Ma, una antiguedad que es algo dudosa). Por otro lado, una lava joven del Ilaló está fechada en 1.6 Ma. En cuanto al edificio Mojanda-Fuya Fuya, dos dataciones dan edades en el rango de 0.5 - 0.6 Ma. Esto sugiere que las edades mas antiguas de este grupo de volcanes son al menos similares a las de los volcanes de la Cordillera Occidental. Existen dataciones de 14C para ciertas capas jóvenes de tefra en el Mojanda e Imbabura, que corresponden a edades menores de 30.000 años. Por último el aspecto joven de la morfología de Tulabug y Aulabug, Imbabura y Mojanda-Fuya

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Fuya sugieren que son volcanes potencialmente activos. Los dinamismos eruptivos (preferentemente explosivos) y la composición de los productos volcánicos (daciticos) de los volcanes Imbabura y Mojanda-Fuya Fuya sugiere que una erupción futura podría causar grandes daños a las cercanías.

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El Volcanismo Cuaternario en el Ecuador

8.3 Características de la zona de los valles interandinos en Sudamérica En el continente Sudamericano, al Oeste se alza la cordillera de Los Andes en dirección Norte a Sur, con una altitud entre 4,000 a 7,000m y con 150 a 320Km de ancho; al Este se extiende una inmensa llanura. Esta zona es considerada como la más rica a nivel mundial en cuanto a recursos naturales por tener características naturales extremadamente diversificadas, que incluyen una gran riqueza de recursos biológicos, minerales, así como otros recursos naturales como el agua. Toda la zona alta de la sección de la cresta de la cordillera de Los Andes presenta montañas muy accidentadas o altiplanicies de relieve ondulado; desde ahí y descendiendo hasta las extensas llanuras del Este del continente es considerada la zona de las laderas de Los Andes que presenta una topografía muy variada entre valles con relieves severamente erosionados debido principalmente a los glaciares y los ríos. Los “valles interandinos” que aquí se hace mención se refiere a la zona entre los 2,000m de altitud donde se extiende una topografía accidentada como la mencionada anteriormente. 8.3.1 Características Naturales a. Topografía La zona de los valles interandinos es extensa y abarca desde el Norte del continente Sudamericano, atravesando los países de Venezuela, Colombia, Ecuador, Perú, Bolivia y Argentina, pero es desde la zona del Sur de Perú hasta el occidente medio de Bolivia, pasando por el Noreste de Argentina que muestra una gran extensión de superficie. Particularmente en Bolivia, la zona de los valles interandinos ocupa Geología del Perú Levantamiento Andino y Desarrollo Geomorfológico

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aproximadamente el 16% de la superficie total del país (que es de 1, 098,581Km2). En Bolivia la zona de los valles interandinos es denominada simplemente como “los valles”; al Oeste de los valles se extiende la zona de las crestas montañosas que es denominada “altiplano” y ocupa el 21% de la superficie del país; al Este de los valles se extienden los llanos que ocupan el 63% del territorio del país. Estas 3 regiones son las zonas más representativas del país. c. Clima Debido a que los valles interandinos se extienden ampliamente desde el Norte hasta el Sur del continente, las condiciones climáticas no son iguales en toda la región. Sin embargo, se puede decir que tiene un clima de zona templada y semiárida, donde la temperatura anual media está entre 12 a 15 grados centígrados y la precipitación pluvial anual entre 500 a 800mm, diferenciándose claramente una época seca y una de lluvias. Como un dato referencial se menciona que según resultados de las mediciones de la precipitación pluvial realizadas entre los años 2000 y 2001 en la zona de Yotala del departamento de Chuquisaca en Bolivia, las lluvias en esta zona tienen un patrón muy típico, pudiendo observarse que son comunes las lluvias altamente erosivas que caen de manera concentrada en un periodo de tiempo corto. Los valores obtenidos en las mencionadas mediciones indican que los promedios de la cantidad de precipitación por evento es de 14.7mm, del tiempo de duración por evento es de 136 minutos y de la intensidad de lluvia es de 7.8mm/h. d. Vegetación. Tomando como ejemplo el caso de Bolivia, los bosques cubren el 51.4% del territorio nacional, de los cuales un 81.2% pertenece a la zona de las llanuras, mientras que en la zona de los valles la vegetación en general es muy escasa siendo ésta solamente de 18.3% (Ismael Montes Oca, 1997). En la zona de los Valles de Bolivia, al margen de que las especies vegetales que pueden desarrollarse en la zona son muy limitadas, debido las condiciones naturales como la sequedad, las escasas lluvias y el clima frío, se dice que en el siglo XVI, en tiempos de la dominación española, se realizó una tala excesiva de las especies forestales de toda la zona, aún en aquellas zonas a cientos de kilómetros de distancia, para luego ser llevadas a las minas de plata y utilizadas como leña en las fundiciones del mineral. Por otra parte, troncos enteros de especies de porte alto como el Cedro y el Nogal fueron extraídos del actual departamento de Chuquisaca para utilizar su madera. Además, la

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agricultura en aquella época se basaba en el chaqueo o la quema. Como resultado de esto, actualmente la vegetación natural en la mayoría de las montañas de la zona se encuentra en general muy degradada y predomina una vegetación rala conformada por especies arbustivas, árboles espinosos de porte bajo y especies suculentas como los cactus. A pesar de que en la actualidad ha disminuido la práctica de la quema y la tala masiva con fin industrial, la vegetación no tiene perspectivas de recuperación en forma natural debido a la extracción de leña y el pastoreo de los animales domésticos asociados a la vida cotidiana de los pobladores de la zona. Dentro de esta situación, se teme que la degradación de la vegetación amenace el medio de sustento de la vida cotidiana ya que esta degradación induce y promueve la erosión de suelos, lo cual se convierte en una causa de disminución de la productividad agrícola y origen de desastres. Los ríos de la vertiente Pacífica nacen en las cumbres de la Cordillera Occidental y en la Franja N° 3, son de sur a norte: Ica, Pisco, Chincha, Cañete, Mala, Lurín y Rímac, mientras que los de la vertiente Atlántica nacen en las cumbres de la Cordillera Oriental y drenan hacia el llano amazónico. Los ríos de la vertiente Atlántica pertenecen a las cuencas de los ríos Ene, Urubamba, Yavero, Pampas, De las Piedras, Intercuencas Madre de Dios, Inambari y Tambopata. También existen valles que se encuentran entre cordilleras, denominados Interandinos y dentro de los valles Interandinos importantes se encuentran los valles de los ríos Apurímac y Mantaro. Entre los principales valles Interandinos en la franja N° 3 se tiene:  Valle del río Mantaro Valle Interandino, ubicado entre la Cordillera Occidental y la Oriental, el río Mantaro es un importante colector en la zona, recorre con dirección Noroestesureste las unidades de Relieve estructural plegado, el flanco andino oriental de la cordillera Occidental y atraviesa la Cordillera Oriental de sureste a noroeste para luego hacer una inflexión hacia el sureste desembocando en el río Ene. El río Mantaro hacia el norte de nuestra área de estudio tiene tramos anastomosados con llanuras de inundación que llegan a ser kilométricos y tramos rectos encañonados atravesando depósitos recientes y rocas antiguas del Paleozoico y Mesozoico. Abarca los departamentos de Junín, Huancavelica y parte de Ayacucho.

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 Valle del río Apurímac En la franja de estudio el valle del río Apurímac recorre con dirección general Sureste-noroeste y en todo su trayecto queda encajonado en un profundo valle labrado en rocas paleozoicas y limitado por laderas empinadas de las montañas de Chillihua - Antacaray y por la Cordillera de Vilcabamba. El río Apurímac posee dos tipos de drenaje paralelo y dendrítico.

IX. PERFIL COSTANERO, DELTAS Y CONOS ALUVIALES

9.1

Deltas Se forman en la desembocadura de las cuencas vertientes fluviales, dichas cuencas abastecen el delta en agua, sedimentos y elementos químicos, que llegan a la zona costera de un mar o de un lago.

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9.2

Llanura Deltaica  La llanura deltaica superior está emergida y la inferior está parcialmente sumergida.  La conforman canales distributarios y áreas interdistributarias.  Está dominada por procesos fluviales o mareales, raramente por el oleaje.

La variedad de sub ambientes en las áreas interdistributarias está condicionada fundamentalmente por los procesos dominantes y por el clima:  Climas áridos y semiáridos: Desarrollo de salinas con yeso y halita.  Climas húmedos: Desarrollo de marismas y manglares con abundante vegetación (carbón).  Deltas dominados por las mareas desarrollan lagoons y llanuras de mareas comportándose los canales distributarios como canales de mareas.

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 Deltas dominados por la acción fluvial desarrollan llanuras de inundación y lagos.  Deltas dominados por el oleaje desarrollan playas en las bahías interdistributarias. 9.3

Frente Deltaico Es el talud deltaico cuya pendiente varía en función del tamaño de grano del sedimento aportado, mayores cuantas más gruesas son las partículas. En el frente deltaico se produce la interacción entre efluyente y los procesos costeros condicionada por: 





Densidad del agua de la cuenca 

D (efluyente) = D (cuenca): Flujo homopícnico



D (efluyente) > D (cuenca): Flujo hiperpícnico



D (efluyente) < D (cuenca): Flujo hipopícnico

Profundidad en la desembocadura 

Aguas someras: Procesos de fricción



Aguas profundas: Procesos de flotabilidad

Carga de sedimento

9.3.1 Flujos y procesos sedimentarios Frente deltaico proximal: Dominan procesos de desestabilización (cicatrices erosivas, slumps) y los flujos de gravedad cohesivos (flujos de derrubios). Frente deltaico distal: Dominan procesos deposicionales (lóbulos) a partir de flujos de gravedad poco cohesivos y turbulentos (corrientes de turbidez).

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9.4

Prodelta Corresponde a la parte más distal de un aparato deltaico, y los materiales que en ella se depositan son de transición a los materiales típicamente marinos. Estos materiales son los más finos, sedimentados en un delta, siendo generalmente lutitas y, limos.

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9.5

Conos Aluviales Son acumulaciones de ladera más o menos continuas de clastos angulosos o material meteorizado, que aun siendo muy frecuentes en ambientes periglaciares, sobre todo de áreas alpinas, también se localizan en otros medios climáticos, en especial en desiertos cálidos. Los conos aluviales son mantos de derrubios que recubren las laderas, principalmente en sus partes medias y bajas, y estos clastos proceden de las áreas escarpadas superiores constituidas por rocas resistentes. Su potencia puede ser pelicular aunque en ocasiones alcanzan 30 m de espesor. Los perfiles de estas acumulaciones son por lo general cóncavos y tienen una mayor inclinación en la parte superior.

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Estilo estructural de los yacimientos minerales en la franja HuamachucoCajabamba: Andes Norperuanos Los Andes norperuanos presentan una notable y completa sedimentación cretácea acumulada en una subsidencia muy importante; la cual, durante el Cenozoico ha sido afectada por un estilo tectónico comprensivo, que generó un sistema de pliegues y fallas inversas con vergencia al este. Todo este sistema es recortado por numerosos stocks y domos subvolcánicos porfiríticos de composición ácida, que siguen un rumbo andino (aproximadamente NW-SE), los que han servido como fuente de los fluidos mineralizantes para las diferentes áreas mineralizada en la franja comprendida entre la sierra del departamento de la Libertad y el sur del departamento de Cajamarca (7°- 8° S). Dentro de esta franja, diversos prospectos de mineralización epitermal de minerales preciosos (Au) están asociados a zonas de cizallamiento comprensivo, los cuales tienen como roca huésped a secuencias siliciclásticas de la Formación Chimú (Cretáceo inferior), las que han sido tectonizadas hacia el fin del Eoceno medio y mineralizadas durante el Mioceno. Algunos elementos estructurales (tales como las fallas, los pliegues, etc.) que han controlado el entrampamiento de la mineralización son expuestos en el presente trabajo. Durante los diez últimos años se ha dado interés a la localización y/o asociación de diversos tipos de yacimientos minerales con fallamientos transversales al sistema andino (orientación SW-NE), los cuales son susceptibles de ser reconocidos por imágenes satelitales o fotografías aéreas. Paralelamente, en los andes nor peruanos se ha intensificado la prospección y desarrollo de yacimientos de minerales preciosos (Au) (Tumialan, 1978, Guadalupe et al., 1991; Montoya et al., 1996; Montoya, 1999 y Gauthier et al., 1999) en estructuras de rumbo andino (Véase Figura No. 1), los cuales están ligados, al menos localmente, a un estilo de tectónica en compresión que afecta particularmente a rocas del Cretáceo inferior (Grupo Goyllarisquizga).

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I. elementos estructurales que influyen en la ubicación de depósitos minerales La estructura de un yacimiento es el resultado final de un conjunto de eventos sucesivos, correlacionables entre ellos, como son las zonas de debilidad estructural desarrolladas a lo largo de un área dada; las más importantes son las intersecciones de sistemas de fallas regionales. Cambios de rumbo y buzamiento de estructuras, etc. Para la ubicación de áreas mineralizadas se pueden considerar: 

Fallas de importancia regional y local,



zonas plegadas,



alineamiento de cuerpos intrusivos.

En lo referente a zonas plegadas, estructuradas en periodos de tectónica compresiva, se tiene el desarrollo de cabalgamientos que generan un sistema de pliegues con cizallamiento tectónico compresivo y extensivo que afecta ampliamente las zonas de charnela de las estructuras anticlinal y sinclinal, las que relacionadas a cizallamientos anteorogénicos, sin-orogénicos y a reactivaciones por periodos de tectónica compresiva posteriores a la migración del frente de deformación y probablemente asociado a cizallamientos en sistemas transgresivos dará como resultado un polifracturamiento, creando así una franja de debilidad estructural, en las cuales se entrampará posteriormente la mineralización de manera horizontal. 1.1 Características geológicas de los andes norperuanos (7°- 8° S) Como basamento de la secuencia Cretácea, se encuentra el Grupo Chicama (Titoniano superior), que se compone mayormente de lutitas grises oscuras a negras; ocasionalmente dentro de esta secuencia, se presentan delgadas intercalaciones de areniscas y calizas y nódulos con piritas (Cossio, 1964; Reyes, 1980 y Jacay, 1996). Posterior a la Fase Tectónica Virú del límite Jurásico-Cretáceo y sobre diversos terrenos (paleozoicos y mesozoicos), se desarrolla en los Andes Norperuanos una plataforma siliciclástica denominada Grupo Goyllarisquizga (Cretáceo inferior), el que a partir del Albiano da lugar al desarrollo de una plataforma carbonatada epicontinental hasta el Turoniano superior (Jaillard, 1994 y Robert et al, 1998); prosiguiendo en el Cretáceo superior-Cenozoico con un periodo de inversión

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tectónica y desarrollo de cuencas de antepaís (Megard, 1984 y Naeser et al., 1991). La cobertura volcánica cenozoica (Grupo Calipuy) que regionalmente sigue una franja NW-SE, entre los 7°-8°S se presenta débilmente plegada y se compone de secuencias de lavas y piroclásticos intercalados con horizontes sedimentarios (fluviátiles y lacustres). EI grupo Goyllarisquizga (>2000m de espesor) de la cuenca occidental peruana es divisible en cuatro unidades litoestratigráficas, las cuales son las formaciones Chimú, Santa, Carhuaz y Farrat. La formación Chimú en áreas como AngasmarcaHuamachuco presenta dos subunidades: una secuencia inferior (±200m) más maciza, compuesta de grandes bancos de areniscas y ortocuarcitas de granulometria gruesa a media, y una secuencia superior (±100m) de delgados a medianos bancos de areniscas y ortocuarcitas de granulometria media a fina, que se intercalan con delgados niveles limolíticos hacia la parte superior. Ambas secuencias estrato-grano

decrecientes

pertenecen

a

facies

de

canales

entrelazados,

conformadas en una planicie deltaica, cuyo sentido de progradación es hacia el WSW (Jacay, 1996). 1.2 Estilo tectónico Como consecuencia de la "crisis" tectónica del Eoceno medio (44-42 Ma) se tiene el desarrollo y estructuración mayor de la faja plegada y corrida de la Cordillera Occidental (Megard, 1984); que en este sector de la vertiente oriental de la Cordillera Occidental configuran un sistema de escamas tectónicas con vergencia al este, constituyendo un "Foreland-vergent thrusb" en el sentido de McKlay, (1992), con un apilamiento tectónico de las secuencias mesozoicas de la cuenca occidental peruana. Durante el periodo de la orogenia andina (periodo de inversión tectónica y estructuración del sistema andino), las cuarcitas y areniscas de la Formación Chimú que poseen un comportamiento de material competente, se fracturaron y los esfuerzos compresivos migraron hacia niveles superiores configurando estructuras tectónicas con un alto grado de fracturamiento de carácter compresivo y extensivo en las zonas de charnela de los anticlinales y sinclinales adyacentes a una rampa de falla inversa.

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1.3 Magmatismo y mineralización Hacia el Mioceno inferior-medio en la franja Huamachuco-Cajabamba se tenía una serie de intrusivos porfiríticos menores (epizonales y/o subvolcánicos), los cuales son datados entre 25-9 Ma (Tabla N.° 1), habiéndose emplazado en más de una época en los niveles más altos de la corteza, estando controlados por fallas de rumbo andino (NW-SE) y pudiendo éstas ocurrir de manera diapírica (Vigneresse, 1988; Parada, 1984). Estos cuerpos intrusivos han dado lugar a la mineralización epitermal por oro, conjugando tanto el estilo estructural y la estratigrafía de la Formación Chimú, ya que en esta franja metalogénica es donde ocurren yacimientos epitermales del tipo cuarzo-sulfuro (baja sulfuración) que no presentan una extensión profunda, pero sí una gran amplitud horizontal (Gauthier, 1999) evidenciado en prospectos como: Santa Rosa (Angasmarca), El Toro, San José, El Pallar (Huamachuco), La Arena, Virgen, Maria Angola, Algamarca, Igor, etc. (Véase Figura N.° 2).

Tabla N.° 01. Edades geocronológicas de los principales stocks porfiríticos de la alta cordillera de los AndesNorperuanos, entre los 6°30’- 8°30’.

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Figura N.° 1.

Mapa de ubicación de los principales prospectos y/o yacimientos, entre Santiago de Chuco y Sayapullo.

Figura N.° 2. Mapa de los principales stocks porfiríticos de la alta cordillera de los Andes

Norperuanos, que muestran sus respectivas edades de emplazamiento.

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CONCLUSIONES  La zona de escamas de la Cordillera Occidental constituye una franja de cizalla por compresión en un sistema transpresivo, cuya máxima actividad de estructuración corresponde al Eoceno medio-superior ("crisis" Tectónica del Eoceno-Oligoceno inferior), lo que asociado a una posterior actividad magmática durante el Mioceno dio lugar a una franja de mineralización, en las cuarcitas de la Formación Chimú.  En los diversos prospectos de esta franja metalogenética el entrampamiento de la mineralización se encuentra en las zonas de cizallamiento, algunos de ellos se configuran en las estructuras anticlinal y sinclinal tectonizados en un régimen transpresivo.  Este alineamiento de los stocks y/o domos subvolcánicos que siguen un alineamiento N160° al parecer se ha emplazado en periodos transpresivos y su profundización en muchos de estos cuerpos no sobrepasa los 6 km de profundidad. 

Las investigaciones para la localización y/o exploración pueden estar centradas en estudios geológicos regionales con énfasis en la identificación del estilo estructural y tectónico, en el análisis cinemático de las estructuras lineales de rumbo andino, en el análisis satelital de los lineamientos mayores, en estudios estratigráficossedimentológicos y en la evolución de la secuencia siliciclástica del Cretáceo inferior.

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BIBLIOGRAFÍA  BOLETÍN 55 – INGEMMET  Boletín de la Sociedad Geológica  http://pe.kalipedia.com/geografia-general/tema/paisajes-montana-vallesinterandinos.html?x=20080730klpgeogco_16.Kes  http://www.scielo.org.pe/pdf/iigeo/v6n12/a03v6n12.pdf

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