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Stratigraphy and evolution of the Cretaceous forearc Celica-Lancones basin of southwestern Ecuador

Estratigrafía y Evolución de la Cuenca Cretácica Ante-Arco Celica-Lancones en el Suroeste del Ecuador. Etienne Jaillard, Gérard Laubacher, Peter Bengtson, Anie V. Dhondt, Luc G. Bulot. 1999.

Abstracto  La Cuenca de Ante-Arco Celica-Lancones del Suroeste de Ecuador y Noroeste del Perú está ubicada entre el Macizo Paleozoico Amotape-Tahuín al Oeste y el Arco Volcánico Continental al Este y SE.  El estudio de una decena de secciones de campo y el muestreo de estos depósitos cretácicos mayormente clásticos y poco fosilíferos permite definir cinco series distintas, que evidencian dos periodos de deposición.  El Primer Periodo corresponde al Desarrollo de una Plataforma Carbonatada de edad Albiana Inferior (?) a Media, interrumpida en el Albiano Superior por la Creación de una Cuenca Turbidítica Tectónicamente Activa.  El Mapeo Geológico demuestra que la ``Cuenca Celica-Lancones s.s.'' incluye Unidades Tectónicas distintas con diferentes Series Estratigráficas de edad Cretácica Superior Temprano, separadas por Fallas Mayores.  Las unidades pueden ser agrupadas en provincias paleogeográficas:  La Provincia Suroriental caracterizada por Depósitos mayormente Volcanoclásticos,  Un dominio Noroccidental marcado por Depósitos Clásticos Ricos en Cuarzo Detrítico.  Entre el Coniaciano Inferior y el Campaniano Medio, la Cuenca de “Celica-Lancones s.s.” fue deformada y erosionado (“Fase Peruana'” del Cretácico Superior).  El Segundo Periodo corresponde al Cretácico Terminal, durante el cual se formó una Nueva Cuenca de Ante-Arco (Cuenca Paita-Yunguilla) caracterizada por una serie Campano-Maastrichtiana homogénea en toda el área, que sella la Yuxtaposición Tectónica de las Unidades Pre-Santonianas.  Tenemos despues la ocurrencia de potentes Conglomerados y Brechas de Grano Grueso en el Maastrichtiano (?) Temprano expresa un nuevo Evento Tectónico importante.

Resumen y Conclusiones:  La Cuenca Ante-Arco Celica-Lancones Del Albiano-Coniaciano está compuesta de varias unidades paleogeográficas, actualmente separadas entre sí por contactos tectónicos.  De acuerdo a su contenido sedimentario, las unidades pueden ser divididas en un dominio noroccidental rico en cuarzo y un dominio suroriental volcanoclástico.  La plataforma de depositacion durante el Albiano Temprano a Medio fue interrumpida en el Albiano Tardío por la creación de un canal alargado (Fase Mochica).  El relleno sedimentario de este último fue dominado por depósitos turbidíticos en un inestable contexto tectónico, interpretado como importantes movimientos dextrales sinsedimentarios.  La yuxtaposición tectónica, deformación y erosión de las unidades paleogeográficas ocurren durante el intervalo Coniaciense tardío a Campaniano temprano (Fase Peruana).  Este evento es pos-datado por la creación de la Cuenca Ante-Arco Paita-Yunguilla, la cual tiene una tendencia oblicua con respecto a la primera, y se extiende hacia el centro del Ecuador.  Los depósitos relacionados están actualmente débilmente deformados y se exhiben sucesiones homogéneas en toda la zona de estudio.  Estos comprenden, Calizas transgresoras del Santoniano tardío (?) al Campanio Medio, Lutitas negras y Turbidítas del Campaniano medio a tardío y Conglomerados de Grano Grueso del Maastrichtiano. Estos últimos expresan un Evento Tectónico de Edad Maastrichtiano Tardío (?). Este estudio sugiere que la Deformación y el Desplazamiento en las Zonas Ante-Arco durante el Cretácico ha sido subestimado en estudios previos.

Discusión e Interpretación Paleogeografía y Evolución Tectónica de la Cuenca Celica Lancones.

Figura 11: Paleo Corrientes en la Cuenca Celica-Lancones y en la Cuenca Paita-Yunguilla. El área sombreada: Dominio Volcanoclásticas. Área blanca: Dominio Rico en Cuarzo. Paleo Corrientes en Perú son de Morris y Alemán (1975).

Este estudio indica una tendencia transversal (NW-SE) de rápidos cambios Petrográficos y Litológicos que se producen en los depósitos del Cretácico Tardío al Albiano temprano de la Cuenca Celica-Lancones, estos reflejan las diferencias en la naturaleza y la proximidad de las áreas fuentes, es decir, el Macizo Metamórfico Amotape-Tahuín al NO y el Arco Volcánico Calco Alcalino Celica hacia el SE (Fig. 4 y 5). A pesar de la compleja estructura, las Secuencias Pre-Campaniano descritas se pueden Dividir, en una provincia noroccidental rica en cuarzo y un dominio volcaniclástica al sureste, lo que refleja la asimetría Paleogeográfica de la “Cuenca Celica”.

Provincia Noroccidental Rica en Cuarzo: incluye las Series Puyango-Cazaderos y Cochurco, que se supone que representan la cubierta sedimentaria Autóctona y Para-Autóctona del Macizo Amotape, respectivamente (Figura 5). La Sucesión Puyango-Cazaderos cubre discordantemente el Macizo Metamórfico Amotape-Tahuín a través de las Areniscas Basales. Una parte importante del material detrítico de la serie Puyango-Cazaderos resulta de la erosión del macizo de Amotape-Tahuín. Paleocorrientes hacia el Sur, SE o Este, apoyan esta hipótesis. Sin embargo, la abundancia de Clastos Volcánicos y las paleocorrientes dirigidas al NE en la Formación de Copa Sombrero sugieren que esta última unidad se depositó en el eje de la cañada (Fig. 11). Poco se sabe acerca de la evolución a principios del Cretácico Tardío de la Cuenca Celica-Lancones. Las capas de Conglomerados Cuarzosos occidentales, de la Formación Copa Sombrero, pueden sugerir en demasía que el Macizo Amotape-Tahuín pudo

haber sido afectada por un evento tectónico. La Sucesión Cochurco se interpreta como depósitos superficiales marinas desarrolladas a lo largo del margen de la cuenca. La alta proporción de clastos volcánicos en los sedimentos de la Serie Cochurco implica ya sea la existencia de una fuente Volcánica en el Macizo Amotape-Tahuín, posiblemente, las areniscas basales, o la proximidad del Arco Volcánico Celica. Cabe señalar, sin embargo, que las Series Cochurco y Puyango-Cazaderos actualmente están separados por un contacto tectónico (Fig. 5) y ni facies Intermedias ni de facies laterales se han observado cambios en el campo entre ambas series.

Dominio Volcanoclástico del Suroriente incluye la Sucesión Chaguarpamba-Sabanilla (Fm. Quillosara y Carmelo, Probablemente Fm. Zambi) y la Sucesión Rio Playas (Fms: Celica, Alamor, Naranjo y Casanga; Figuras 4 – 5 en Jaillard et al., 1996). Las Grawacas masivas de la Formación Quillosara son petrográficamente muy similares a los de la Formación Alamor, los cuales claramente se derivan de la actividad y erosión del Arco Volcánico Celica (Jaillard et al., 1996). Desde la Formación Quillosara son más fino granulares que en la Formación Alamor y presenta evidencia de transporte de norte a NW, esta probablemente represente una equivalencia lateral de esta última. La fino granular Formación Carmelo (Turoniano p.p.) son depósitos de cuenca, los cuales pueden representar una parte distal de la Cuenca Ante-Arco Celica-Lancones y/o un periodo de quietud tectónica. La Oriental Serie Rio Playas comprende la cubierta sedimentaria autóctona del Arco Volcánico Celica, que se cree que descansa en el basamento metamórfico del margen andino. Un Ambiente comparable se asume para la serie Chaguarpamba-Sabanilla. Sin embargo, no se han observado facies intermedias, y las dos series están separadas por la principal Falla rio Playas de tendencia NE (Fig. 5), que es bien marcada en la topografía actual. Se trata de slice (rebanadas) metamórficos Paleozoicos de esquistos de mica (cerca de Yamana), y pertenece a las fallas de tendencia NE bien desarrolladas del sur de Ecuador, que controlaban la sedimentación en el Eoceno (HungerbuÈ hler, 1997) y Mioceno (Baudino, 1995) y la deformación en el Mioceno Tardío (Leones, 1995). Debido a su contraste litológico y petrográfico, se sospecha que un importante contacto tectónico separa la provincia noroccidental del dominio del sudoriental. En Perú, cerca de Jahuay Negro, el contacto entre el Grupo de Sombrero Copa, y los "Volcánicos Lancones '' (Reyes y Caldas, 1987), equivale a la Formación Quillosara, la cual esta deformada en una zona de falla de tendencias NE-SW. Más al noreste, este contacto se infiere, al noroeste de Alamor (Fig. 5), donde graywacas de grano fino y cherts (Fm. Carmelo?) están fuertemente plegadas. Al este de Losumbé, una gran zona de falla marcada por la aparición de sedimentos y milonitas fuertemente deformados separa las Serie Sabanilla-Chaguarpamba de la Serie Cochurco y Puyango. Ahora bien a pesar de las cuidadosas investigaciones de campo, ni estructura de sutura, ni una intensa zona de falla, que separe ambos dominios se pudo detectar por los caminos Puyango-Alamor y Alamor-Cazaderos. En efecto, las sucesiones de la "Cuenca" Celica-Lancones parecen pertenecer a unidades tectónicas independientes separadas entre sí por importantes contactos tectónicos. Desde los discordantes depósitos del Cretácico tardío exhiben secuencias más o menos comparables tanto en el área este y oeste, la yuxtaposición tectónica independiente al noroeste y unidades del suroriente se había logrado probablemente antes del Campaniano tardío (Figs. 5 y 10). Sin embargo, los movimientos posteriores deforman las fallas del Cretácico Tardío.

Evolución Sedimentaria y Evolución Tectónica de la Zona Ante Arco del Norte de Perú y sur de Ecuador durante el Cretácico. La serie estratigráfica, descrita anteriormente, exhibe una historia deposicional de dos ciclos (Fig. 10). Las Series Puyango-Sabanilla, Rio Cuchurco, y Chaguarpamba-Sabanilla, representan un primer ciclo de deposición del Aptiano Tardio al Conaciano (o Santoniano), los cuales se consideran la representación del relleno de la Cuenca Ante Arco Celica-Lancones (Figura 12-Figura 13). Las graywacas basales de losumbé de este ciclo podrían ser parte de un más antiguo ciclo. Los depósitos en discordancia superpuestos del Campaniano Medio al Maastichiano Medio, exiben mas facies homogéneas deposicionales, los cuales se consideran haber constituido el relleno de una nueva Cuenca Ante Arco, referida aquí como la “Cuenca Paita-Yunguilla” (Figuras 12 – 13). Ambos Ciclos Deposicionales estan separados por

una principal inconformidad, la cual se pos fecha (atribuye) a la deformación y erosión de la Cuenca CelicaLancones, durante el intervalo Coniaciano Tardío – Campaniano Temprano.

Fig. 12. Extensión geográfica de las Cuencas Celica-Lancones (Albiano ± Coniaciano) y Cuenca Paita-Yunguilla (Campaniano-Maastrichtiano Medio). La extensión probable de este último a la Zona de Bagua se indica. Lo mismo epígrafe Fig. 1.

Figura 13: Evolución Tectónica de la Cuenca Celica - Lancones durante el Cretácico.

Cuenca Celica-Lancones (Aptiano Tardío – Coniaciano (?)) Durante el periodo del Aptiano Tardío al Albiano Medio, el Masivo Amotape–Tahuín fue relativamente estable y moderadamente presento subsidencia en la zona Ante Arco Andina, lo cual resulto en la deposición cerca de la costa de las areniscas (Fm. Bosque de Piedra) y carbonatos de plataforma (Fm. Puyango). La creación del Canal Turbidítico Celica-Lancones ocurrió durante el periodo fin del Albiano medio al comienzo de Albiano tardío (base de la Formación Copa Sombrero, Figura 13), Este fuerte aumento de la subsidencia se asoció con una fuerte inestabilidad tectónica sinsedimentarias expresada por depresiones, Olistolitos, diques clásticos y flujos turbidíticos, como ya se señaló en el noroeste de Perú (Morris y Alemán, 1975; Reyes y Caldas, 1987; Chávez y Núñez del Prado, 1.991). Este evento se puede correlacionar con la Fase Tectónica Mochica del Perú (Megard, 1984), marcado por la alternancia de deformaciones contraccionales y extensionales, probablemente debido a un régimen de cizalla dextral (Cobbing et al, 1981;.Bussel, 1983; Soler, 1991; Jaillard, 1994). Inestabilidad tectónica continuó durante el Cenomaniano y el Turoniano, como lo demuestran las grandes acumulaciones de depósitos turbidíticos, y la abundancia de las depresiones y Olistolitos (Morris y Aleman, 1975; Reyes y Caldas, 1987; Chávez y Núñez del Prado, 1991). Hacia el oeste, la aparición de conglomerados ricos en cuarzo en la parte superior de la sucesión sugiere que el macizo Amotape-Tahuín estaba sujeto a la erosión activa durante el Senoniense Temprano.

Evento tectónico del Cretácico Tardío (Coniaciano Tardío – Campaniano Temprano). A continuación de la deposición de la Formación Copa Sombrero, la Cuenca Celica-Lancones sufrió fuerte tectonismo compresivo y erosión (Fig. 10 y 13). Los datos estratigráficos disponibles indican que estos hechos ocurrieron entre el Coniaciano Temprano y el Campaniano Medio. Son coetáneos con fases de deformación contraccionales datadas en otros lugares como Coniaciano temprano al Campaniano (fase peruana, Steinmann, 1924; Jaillard, 1994). En Ecuador, este importante Evento Tectónico se expresa por un "Salto de Arco '' en los terrenos costeros oceánicos (Jaillard et al., 1995), por la discordancia pre-Maastrichtiano de la Formación Yunguilla rica en cuarzo a principios

Cretácico Tardío (Coniaciano en parte) sedimentos oceánicos en la Cordillera Occidental (Faucher y Savoyat, 1973; Kehrer y Van der Kaaden, 1979; Eguez, 1986; Cosma et al, 1998), por un evento térmico significativo en la Cordillera Oriental (85-80 Ma.; Aspden et al., 1992; Litherland et al, 1994), y por hiatos sedimentarios regionales del Santoniano tardío al Campaniano tardío en la Cuenca Oriente (Rivadeneira, 1996;.. Jaillard et al, 1997). Varias líneas de evidencia incluyendo desplazamientos observados en el campo (Bussel, 1983), la creación del subsidencia en Cuencas Pull-Apart (Soler, 1991), el análisis Paleostress (Jaillard, 1994) y la Rotación Horaria (Mourier et al., 1988; Roperch, sin publicar. de datos) de las Zonas de Arco y Ante Arco del norte de Perú indican que se vieron afectados por importantes movimientos de desgarre dextral en el Cretácico y Paleoceno Tardío. La evidencia del Pre-Campaniano tardío, probablemente fallamiento dextral sinsedimentario fue notado en las Series Cochurco. Por lo tanto, sospechamos, que la yuxtaposición de las unidades en la Cuenca Celica-Lancones (Figura 5) se debe a la interacción de un importante conjunto de fallas dextrales coetáneas, con la sedimentación Albiano tardía a Coniaciano, y el evento tectónico complexional del Coniaciano Tardío al Campaniano Temprano. Estas grandes fallas fueron reactivadas posteriormente durante la deformación contraccional terciaria, por lo que oculta el reconocimiento de la '' zona sutura ''. La compleja estructura de la “Cuenca Celica-Lancones" sugiere que la intensidad de la deformación y la importancia del desplazamiento dextral en las zonas Ante Arco del Margen Andino durante el Cretácico Superior se han subestimado probablemente aún.

La Cuenca Paita – Yunguilla (Campaniano Medio (?) – Maastrichtiano Medio (?)) La deformación y erosión de la Cuenca Celica – Lancones es posdatada por una inconformidad entre calizas y Lutitas probable Campaniano (Mb. Tablones de la Fm. Cazaderos, Figura 10 y 13). Este último correlaciona con los transgresivos depósitos del Campaniano Medio a Tardío, reconocidos en la Cordillera Occidental del Ecuador (Calizas San Juan), en el Noroeste de Perú (Fms. Redondo y La Mesa), en la Parte Oriental de la cuenca Celica del Ecuador (base de la Fm. El Naranjo) donde esta podría ser más antigua (Santoniano Tardío – Campaniano Temprano), y tal vez en el sinclinal de Bagua del norte de Perú (parte superior de la Fm. Celendín, Mourier et al., 1988;. Naeser et al, 1991) (figura 12). Esta transgresión regional registra el desarrollo de una amplia Cuenca de Ante Arco en el periodo del Campaniano Medio (?) al Maastrichtiano (?), la que se extendió al menos desde la zona de Paita (5º 20 'S) al norte de Quito (0º 30' N). En el Centro y Norte de Ecuador, sedimentos de esta cuenca actualmente afloran a lo largo de la sutura entre unidades oceánicas alloctonas y el margen continental (Fig. 12). La tendencia NNE Cuenca Paita-Yunguilla cubre un área mucho más amplia que la Cuenca Celica-Lancones, y es fuertemente oblicua con respecto a la anterior, el eje de la cual esta deformado (Figura 12). Lo que indica que la fase tectónica Peruana en el Coniaciano-Campaniano resulto en una fuerte deformación y en una completa reorganización de los depocentros y tendencias estructurales en estas Zonas Ante Arco. En contraste con la Temprana Sucesión Cretácico Tardío, la última Sucesión Cretácica es débilmente deformada, y es litológicamente bastante homogénea en toda la cuenca (Fig. 10). Esta comprende lutitas negras del Campaniano Medio al Maastrichtiano Temprano (Fm, Pazul parte superior de la Fm. El Naranjo) localmente intercalado con turbiditas de origen mixto Cristalina-Volcanico (Fms. Cazaderos – Yunguilla y también Fm. Zambi), y las espesas secuencias de brechas de grano grueso o conglomerados del Maastrichtiano Medio (?) (Fms. La Tortuga, Monte Grande, Casanga y el Mb. Rumi). La presencia de depósitos Paleocénicos aún no ha sido probada. La ocurrencia de Gruesos Conglomerados del Maastrichtiano Temprano (?), de granularidad gruesa sugiere que un evento tectónico importante se produjo en ese momento, y probablemente fue seguido por la aparición de la cuenca (Fig. 10 y 13). Este evento podría estar relacionado con el restablecimiento de edades en ~170 Ma K / Ar evidenciados en las Metamórficas Cordilleras de Ecuador y Colombia (McCourt et al., 1984; Toussaint y Restrepo, 1994) (Aspden et al., 1992), a la alta tasas de desgarre dextral medidos en la zona Ante Arco del norte del Perú (70-60 Ma; Bussel, 1983), y al evento deformacional en 65 ± 3 Ma recientemente datado en la Cordillera Oriental de Colombia (Cheilletz et al., 1997).

Introducción: Ambiente Geológico: En el Cretácico Tardío: el Margen Andino Septentrional estuvo marcado por el comienzo de la deformación complexional en Perú y Bolivia (Fase Peruana). Debido: 1) a la Acreción de Terrenos Oceánicos en Ecuador y Colombia, 2) por el surgimiento progresivo de la Cuenca Andina de Bolivia, Perú y Ecuador. 3) Y por eventos térmicos en la Cordillera Ecuatoriana. Estos eventos son considerados

como el inicio del Orógeno Andino.

Figura 1: Mapa Ubicación de la "Cuenca Celica-Lancones".

Debido a la posterior, la erosión tectónica, la deformación y / o el desplazamiento, y porque a menudo están cubiertos por gruesos sedimentos del Terciario, o depósitos volcánicos, Sedimentos Mesozoico de zonas de Arco y Ante Arco del Margen Andino son pobremente preservados, y la evolución geológica, de estas áreas durante el periodo Cretácico es pobremente entendida. Ya que estaban muy cerca de la zona de subducción, las Zonas Ante Arco contienen la evidencia más convincente para limitar la edad, la naturaleza y la intensidad de estos eventos tectónicos, así como su relación con los procesos de subducción. La "Cuenca Ante Arco Celica" del Suroeste de Ecuador representa uno de los pocos ejemplos de Series Turbiditicas Cretácicas, y una de las pocas Cuencas Ante Arco Cretácicas conocidos en el Margen Continental Andino. Se desarrolló en la Corteza Continental durante principios del Cretácico Tardío y se extiende al Noroeste de Perú, donde es nombrada “Cuenca Lancones”. Tenemos Sedimentos en el resto de la “Cuenca” en el Basamento Paleozoico del Macizo Amotape-Tahuín al Oeste, y los del al Arco Continental Cretácico al Este (Figura 1). Por lo tanto, los sedimentos son principalmente siliciclásticos hacia el oeste y volcanoclásticos hacia el este. Pobremente datado el Arco Volcánico Celica es considerado haberse desarrollado en la Corteza Continental (Lebrat et al., 1987; Reynaud et al., 1996). Probablemente constituye la extensión norte del Arco Volcánico de Perú de tendencia NNW desarrollado sobre Corteza Continental, el cual fue principalmente activo durante el Albiano (Fm. Casma; Cobbing et al, 1981; Soler, 1991). El Macizo Amotape-Tahuín está constituido principalmente de Rocas Metamórficas y Sedimentarias del Paleozoico (Aspden et al., 1995). Probablemente está compuesto y ha sido considerado como un Terreno desplazado acrecionado al Margen Andino durante Jurásico Tardío a Cretácico Temprano (Mourier et al., 1988). La Cuenca Celica-Lancones es usualmente interpretada como una Cuenca Extensional abierta entre el Arco Volcanico y el Macizo Amotape-Tahuín (Kennerley, 1973; Reyes y Caldas, 1987; Mourier, 1988). Datos Paleomagneticos de Zonas de Arco y AnteArco del Norte de Peru y sur de Ecuador indican que una rotación significante ocurrio durante el Paleoceno – Cretacico (~45º a 70º) y post Paleoceno (~25º) (Mourier et al., 1988; Mitouard et al., 1990; Roperch et al., datos no Publicados), Aunque movimientos latitudinales a gran escala no han sido reconocidos (Kissel et al., 1992). Junto con otras observaciones geológicas, esto sugiere que los importantes movimientos dextrales ocurrieron en el Cretácico y Paleógeno (Bussel, 1983; Soler, 1991; Jaillard, 1994). En este trabajo, paleocorrientes y tendencias paleogeográficas se indican de acuerdo a su strike actual. El área de estudio es un amplio rectángulo de 50 a 150 kilómetros, con una tendencia regular NE-SW, la altitud media de disminuye hacia el sudoeste. El clima controlado principalmente por las precipitaciones y la vegetación, las condiciones de afloramiento son muy pobres en la parte noreste (parte más alto de la zona) y llegan a ser mucho mejores en el Sudoeste, y en general son muy buenos en la parte árida de la cuenca (peruana). Además, los fósiles son muy escasos y las series sedimentarias se ven afectados por numerosas fallas y pliegues, la intensidad de estos aumenta hacia el NW. Como consecuencia de ello, la parte ecuatoriana de la zona era muy poco conocida. Esta contribución es un primer un intento de establecer una Serie estratigráfica y reconstruir la Evolución Tectono-Sedimentaria de esta Cuenca Ante Arco. Se basa principalmente en las observaciones de campo y debe ser considerado como un "estudio de reconocimiento", que servirá de base para futuros estudios detallados. Presentamos y discutimos nuevos resultados estratigráficos y observaciones obtenidas de la parte occidental de la cuenca del Celica del suroeste de Ecuador. Estos nos han llevado a distinguir dos períodos de deposición, de Aptiano a Coniaciano y Campania a Maastrichtiano, respectivamente, separados por una discordancia importante. Proponemos comparaciones y correlaciones con la serie estratigráfica del noroeste de Perú y el centro de Ecuador, lo cual requiere el reconocimiento de dos cuencas Ante Arco distintas de principios del Cretácico Superior y del Cretácico terminal, respectivamente. Por otra parte, estos nuevos datos sugieren fuertemente que la "Cuenca Celica-Lancones" se constituye de varias unidades tectónicas delimitada por fallas, que se caracteriza por distintas sucesiones estratigráficas de principios del Cretácico Tardío, y origen paleogeográficas. La estructura actual, probablemente se dio como resultado de la yuxtaposición tectónica en el pre-Campaniano de estas unidades tectónicas por medio de grandes movimientos de llave dextral.

Antecedentes: Trabajos Previos:

Figura 2: Modelos Estratigráficos de la Cuenca Celica (Ecuador) según Kennerley (1973; 1980) y la Cuenca Lancones (Perú) de acuerdo con Reyes y Caldas (1987).

En Ecuador, la Cobertura del Macizo de Amotape-Tahuín había sido definida como una sola Unidad de edad AptianoCampaniano (Gp. Puyango o Gp. Cazaderos, Kennerley, 1973; 1980; Bristow y Hoffstetter, 1977; Fig. 2). Esta unidad cuenta con varias formaciones definidas principalmente por su litología y extensión geográfica. Estas formaciones serían lateralmente equivalentes, y podrían graduar hacia el este en la serie volcaniclástica (Kennerley, 1973; 1980; Bristow y Hostetter, 1977). En Perú (Fig. 2), estudios estratigráficos y los estudios sedimentológicos de la cubierta del Macizo Amotape dieron lugar a la definición de las unidades estratigráficas más detallados y mejor definidos, adscritos al Albiense-Maastrichtiano (por ejemplo Iddings y Olsson, 1928; Olsson, 1934; Fischer, 1956; Morris y Aleman, 1975), o incluso Albiano-Paleoceno (Reyes y Caldas, 1987). Esta sucesión se interpreta como una gradación hacia el este en, o descansando en, rocas volcánicas del arco continental. La estratigrafía de la parte oriental de la Cuenca Celica de Ecuador ha sido establecido por Jaillard et al. (1996), quien distingue dos períodos de deposición principales (Fig. 3). El inferior comprende rocas volcánicas originadas en un arco magmático continental (Fm. Celica, Lebrat, 1985; Reynaud et al, 1996) que se cree tiene una edad correspondiente al Albiano (Jaillard et al., 1996). Están asociados con depósitos volcanoclásticos de Ante Arco (Fm. Alamor), para el cual una edad Albiano a Comienzos del Cretácico Tardío había sido asumida por su posición estratigráfica y la ocurrencia de microfósiles del Cretácico Tardío. Sin embargo, recientes observaciones en afloramientos recién expuestos demuestran que la edad post-Turoniano determinada en la parte superior de la Formación Alamor (Jaillard et al., 1996) había sido realmente obtenida de los estratos basales de los depósitos supra yacentes en discordancia (Fm. El Naranjo). Por lo tanto, las Formaciones Celica y Alamor se cree que son principalmente de la edad Albiano. La sucesión de deposición superior comprende discordantes sedimentos, de transgresión marina perteneciente al Santoniano Tardío a Maastrichtiano Temprano, (Fm El Naranjo) y conglomerados y lutitas (Fm. Casanga) de edad Maastrichtiano, (Jaillard et al, 1996; Baudino, 1995 p. 288). Estos parecen estar sobrepuestos en discordancia por rocas volcánicas principalmente terciarias y capas rojas subordinados (Fm Sacapalca; Hungerbühler, 1997) (fig. 3).

Figura 3: Boceto estratigráfica de la serie oriental de la Cuenca Celica (después Jaillard et al., 1996).

Estratigrafía de la Occidental Cuenca Celica: (Aptiano? - inicios del Cretácico Tardío) Las partes centrales y occidentales, de la cuenca del Celica, presentan distintas facies litológicas y sucesiones según las regiones (. Figuras 4 y 5). Vamos a describir la serie desde el oeste-noroeste hacia el este-sureste.

Sucesión Puyango – Cazaderos (Sobre el Macizo Amotape) La Sucesión Puyango-Cazaderos es la serie estratigráfica más conocido de la Cuenca Celica Occidental, debido a las condiciones aceptables de afloramiento, exposiciones generalizadas y correlaciones de fáciles con la serie peruana del norte del macizo de Amotape y la Cuenca Lancones (Figs. 6 y 7).

Graywacas Basales: En el área de Puyango (Figura 4), el Basamento Masivo Amotape-Tahuín esta está cubierto en discordancia por ~ 300 m de espesor de una serie de alteradas, no fosilíferas, de grano medio a grueso Graywacas y Lutitas (Figura 6). Localmente incluyen troncos silicificados de los árboles y bloques de calizas de color claro, también areniscas rojas cuarzosas de origen continental. Debido a su posición estratigráfica, estos estratos pertenecen al pre-Albiano, edad Jurásico posiblemente Tardío. A lo largo de la Carretera Balsas a Chaguarpamba, al Norte del puente sobre el Rio Puyango, Rocas Paleozoicas del Macizo Amotape – Tahuín están cubiertas en discordancia por red beds hechos de Graywacas alteradas, cubiertas por 5 [m] de espesor de conglomerado de grano grueso de ambiente abanico aluvial. Estos últimos, son mal sorteados, cantos redondos redondeados, son tan grandes como 0,5 m y consisten en areniscas, rocas intrusivas y lavas en una arena cuarzosa y la matriz de guijarros. A lo largo del contacto es pobremente expuesto, estos depósitos de abanicos aluviales parecen estar cubierta por aproximadamente 100 m de espesor de series de Graywacas de grano grueso silicificadas, las cuales afloran cerca del puente sobre el rio Puyango (Losumbé). Estas series incluyen Conglomerados de Graywacas de grano grueso, frecuentemente láminas de Cherts negras silicificados, y escasos depósitos de delgadas de los flujos de lava. Sedimentos detríticos están dispuestas en secuencias granoascendentes con base erosiva, coronada por sílex negro a menudo en laminadas, y se interpretan como depósitos de turbiditas. La litología y petrografía de estas Graywacas ácidas difieren significativamente de las areniscas del Cretácico básicos de la Zona Celica. A pesar de extensas búsquedas, no pudimos encontrar fósiles de diagnósticos. Dado que descansan en discordancia sobre el macizo de Amotape-Tahuín, las Graywacas Basales de Losumbeá puede pertenecer al intervalo Jurásico Superior a Cretácico Temprano, y son probablemente equivalentes a las areniscas basales de la sección de Puyango.

Conglomerados y Areniscas (Formación Bosque de Piedra): En el área de Puyango, las Graywacas basales son abruptamente cubiertas por masivos conglomerados cuarzosos, moderadamente sorteados con estratificación cruzada, depositados en Ambientes Fluviales Costeros. El techo del depósito exhibe numerosos restos de plantas. El grado rápidamente asciende a lutitas y areniscas con capas delgadas de caliza y toba, que contienen numerosos troncos silicificados (Bosque de Piedra, Fig. 6). De capas no especificadas, Shoemaker (1982) determinó Araucariaceae del Cretácico temprano. Tobas producen edades sobre impresas de K/Ar de 75 ± 9 y 64 ± 6 Ma (Shoemaker, 1982). En Perú, similares conglomerados cuarzosas transgresivos descansan en discordancia en las rocas del Paleozoico del Macizo Amotape-Tahuí y se atribuyen una edad Albiano debido a su posición estratigráfica (conglomerado Gigantal, Reyes y Vergara, 1987).

Fig. 4. Localización de las principales localidades citadas en el texto. Los números se refieren a las figuras donde se describen las secciones. (3) la sección Río Playas; (6) secciones Puyango; (7) Alamor-Cazaderos (Ecuador) y las secciones Encuentros (Perú, Chávez y Núñez del Prado, 1991); (8) sección Río Cochurco; (9) secciones Chaguarpamba y Sabanilla, según la cual la sucesión Chaguarpamba-Sabanilla se ha reconstruido.

Calizas Inferiores (Formación Puyango): En el área de Puyango, la Formación Bosque de Piedra es cubierta por una sucesión gruesa de calizas y margas bituminosos laminados de color verde a negro, los cuales exhiben intercalaciones de calciarenitas de coloración clara y Graywacas con estratificación gradada y bases decapadas, se interpretan como turbiditas distales. Debido a una importante deformación y erosión pre-Campaniana, es difícil estimar su espesor, pero se cree que alcanzan hasta 300 m. no especificados depósitos producen Hypacanthoplites sp. ?, Parahoplites sp., Brancoceras aegoceratoides, Desmoceras latidorsatum, Hysteroceras orbigny, Oxytropidoceras (Laraiceras?) sp. Y Oxytropidoceras (Venezoliceras) comun del intervalo Albiano Temprano a principios del Albiano Tardio (Bristw y Hoffstetter, 1977; Shoemaker, 1982). In Puyango, junto a numerosos elencos de Oxytropidoceras sp. S.l., se han recogido los bivalvos Ceratostreon sp., Cucullaea sp. Y no detereminados heterodonts. Un ammonite suelto, probablemente procedente de estos depositos o desde la parte superior de la Formación Bosque de Piedra, ha sido identificado como Epicheloniceras sl sp. de edad Aptiano Tardío (Fig. 6). En Perú, calizas equiparables están datadas de Albiano Medio a finales del Albiano por foraminíferos, inocerámidos y ammonites (Fms. Pananga y Muerto, Iddings y Olsson, 1928; Chalco, 1955; Zuna iga y Cruzado, 1979; Reyes y Caldas, 1987).

Grawacas y Lutitas (Formación Copa Sombrero) En Ecuador, Calizas del Albiano están cubiertas por una delgada serie de lutitas negras y areniscas turbiditicas bien sorteadas, de grano medio, con pocas intercalaciones de marga y calizas. Estas afloran en la parte occidental de la zona de estudio (NO de una línea de Puyango-El Derrumbo-Paletillas, Fig. 4), y se considera equivalente a la Fm. Sombrero Grupo Copa del Perú (Fig. 7). Sin embargo, el contacto estratigráfico basal no se ha visto en Ecuador, ni una sucesión litológica detallada ha sido establecida. Buenas exposiciones de la Formación Copa Sombrero se pueden ver a lo largo de la antigua carretera Puyango a Alamor, ya lo largo de las carreteras Alamor-Cazaderos y Cazaderos-Paletillas. Depósitos turbidíticos, aunque en parte volcaniclástica, son de origen predominantemente cristalino. La sucesión incluye localmente (Norte de Mangaurquillo) varios metros de espesor intercalaciones de depósitos turbidíticos Volcanoclásticas. Intercalaciones de depósitos piroclásticos parecen ser más abundantes hacia el Sur (Bolaspamba, área Paletillas). Unidades de desplome son comunes. Marcas exclusivas a depositos turbidíticos que indican direcciones de paleocorrientes NE, similares a los medidos en el Grupo Sombrero Copa de la Cuenca Lancones del Perú, donde se cree que registran la deposición en el eje de la artesa (Morris y Alemán, 1975; Fig. 7). Esta sucesión contiene localmente numerosos troncos silicificados. Microfauna de diagnóstico no se han encontrado, en las pocas muestras recogidas. En la parte inferior de la sucesión que aflora a lo largo de la carretera Alamor-Cazaderos, encontramos inocerámidos no identificables y algunas impresiones mal conservados de Oxytropidoceras? sp., un género de ammonites restringido al Albiano Medio y Tardío. En la parte superior, encontramos unos inocerámidos indeterminables e incompletamente preservados ("steinkernskulptur '') y crassatellids sin describir (Fig. 7). En Perú, la parte inferior del Grupo Sombrero Copa superpone estratigráficamente las calizas Albiano (Reyes y Vergara, 1987), y se compone de lutitas negras y limolitas calcáreas, con arenisca e intercalaciones de pyroclastite (Fm Huasimal, Morris y Aleman, 1975; Reyes y Caldas, 1987), interpretada como cuenca de llanura a los depósitos de pendiente (Chávez y Núñez del Prado, 1991). Estas contienen ammonites de finales del Albiano Medio a Albiano Tardío (Fischer, 1956; Olsson, 1934). La parte media de la serie contienen capas delgadas de grano grueso (Fm Jahuay Negro) contiene escaso y mal conservadas ammonites del Cenomaniano (acanthoceratid, Schloenbachia sp.) e inocerámidos Cenomaniano-Turoniano (Reyes y Caldas, 1987; Reyes y Vergara, 1987). La parte superior de la serie se compone de lutitas con intercalaciones de areniscas arcósicas (Fm Encuentros, Morris y Aleman, 1975). Reyes y Caldas (1987) reportaron inconstans Inoceramus y I. cf. regularis de la Formación Encuentros y atribuido a principios del “Senoniense”, aunque esta última especie por lo general indica una edad Campanina. En la parte occidental de la zona de estudio de Ecuador, las areniscas y lutitas de la Formación Copa Sombrero parecen estar cubiertas por no fossiliferas, arcósicas de grano grueso y areniscas micáceas y conglomerados que contienen metamórfica, granítica y clastos cuarzosas (Fig. 7). Estos conglomerados afloran en áreas Gramadal, Cañaveral (Quebrada Don Juan) y áreas Manga Urcu, y forman un saliente canto 5 km al este de Cazaderos (Cordillera Juan Mateo Vivas). Paleocorrientes indican un transporte predominantemente hacia el sureste, a pesar de que una

dirección hacia el norte también se expresa (Fig. 7, parte superior). Por lo tanto, el macizo de Amotape-Tahuín es probable que represente el área de origen.

Fig. 5. Mapa Geológico simplificado de la Zona Celica-Lancones. Al sur de los afloramientos, pozos nos permite determinar si el Gp Copa Sombrero y / o Fm. Pazul están presentes (blanco) o ausente (negro) (después de Morris y Aleman, 1975).

Los conglomerados están cubiertos por la discordante Formación Cazaderos de Edad Maastrichtiano tardío– Campaniano temprano (ver más abajo). Estos conglomerados pueden constituir ya sea la parte superior del Grupo Copa Sombrero o una unidad tectónica distinta, ya que la zona Manga Urcu Bolaspamba se ve afectada por importantes fallas de tendencias NE. En Perú, estos conglomerados cuarzosas superiores, que afloran al sur de Cazaderos, se han correlacionado bien con el Conglomerado medios de Olsson (1934) (Chalco, 1955), o con la "Formación Tablones" adscrito a la Campaniano (Reyes y Caldas, 1987; Palacios, 1994). Sin embargo, las faunas más jóvenes reportaron tan lejos del Grupo Sombrero Copa de Perú son los ammonites cf. Barroisiceras haberfellneri de edad Coniaciano Temprana (Petersen, 1949) y microfauna del Senoniense (Weiss, 1955). Por lo tanto, si pertenece al Grupo Sombrero Copa, los conglomerados superiores no fossiliferos de Perú y Ecuador se interpretan como del Coniaciano (o Santoniano?) (Fig. 7).

Figura 6. Sección Estratigráfica de la Zona Puyango.

Figura 7: Sección Compuesta de la serie de Puyango-Cazaderos, y los datos estratigráficos. Litología se dibuja después de Reyes y Caldas (1987) y Chavez y Nuñez del Prado (1991).

Sucesión del Rio Cochurco La Serie Cochurco consiste de una delgada sucesión de calizas masivas detríticas, conglomerados y lutitas, las cuales solo se observan en el rio Cochurco y a lo largo del nuevo camino entre Puyango y Alamor (Figura 4). Al Norte de la serie Cochurco es separada de pizarras silíceas negras del Macizo Amotape-Tahuín por una falla de importancia regional de tendencia ENE, expresada por el contraste de reflectancia aguda en imágenes SPOT. En la parte inferior del rio Cochurco esta falla de tendencia N70°E y Buzando 65° al sur, criterios estructurales indican una sucesivos movimientos normales y reversos. Debido a la abundancia de fallas, la presente sucesión puede considerarse como tentativa.

Figura 8: sección estratigráfica del rio Cochurco Calizas Masivas Conglomeráticos: La parte inferior de la Serie de Cochurco consiste de una gruesa sucesión grano descendiente de Calizas Conglomeráticas, Graywacas de grano grueso a fino y Calizas lamindadas negras. La naturaleza de los clastos indican fuentes volcánicas (Feldespatos, anfiboles) y fuentes cristalinas (Cuarzo y rocas metamorficas). En la base la ocurrencia de depósitos turbidíticos, brechas, diques clásticos, y olistolitos, en calizas negras probablemente del Albiano, indican un ambiente tectónico inestable coetáneo con el comienzo de la sedimentación. Las superpuestas calizas laminadas oscuras muestran escasas Burrows (madrigueras), lo que sugiere un limitado ambiente de plataforma profunda. La parte alta de la

sección, figuras sedimentarias (Canales, estratificación cruzada, burrows) indican un ambiente de paltaforma poco profunda. A lo largo del nuevo camino Puyango-Alamor, en la parte inferior de la sucesión (Figura 8), se recogio un amonite Brancoceras sp. de Comienzos del Albiano Medio.

Margas y Lutitas negras: Hacia arriba (hacia el sur) en el rio Cochurco, la sucesión sigue con calizas negras de coloraciones negras, que contienen crinoideos, echinoideos, grandes bivalvos, algas, troncos de árboles, indicando un ambiente abierto de plataforma marina (Figura 8). La parte superior de esta sección no aflora. Esta facie fino granular de entornos profundos pueden ser correlacionados co la base de la Fm. Copa Sombrero. La sucesión Cochurco es interpretada como un depósito de borde de la Cuenca Celica Lancones cerca al Masivo Amotape. Fauna no diagnostica ha sido encontrada en esta sucesión, la cual tentativamente ha sido asignada a inicios del cretácico tardío.

Conglomerados, Graywacas y Lutitas: Las margas y lutitas negras aparecen cubiertas por lutitas negras intercaladas con depósitos delgados de conglomerados cuarzosos, limolitas feldespáticas y pocos depósitos de calizas (no muestra en figura 8). No determinados moldes de inoceramids han sido encontrados en estos sedimentos entre Alamor y Orianga. Hacia el sur, de la serie de Cochurco es puesta en contacto con un espesor aproximado de 1000 m de lutitas negras y cherts, depósitos delgados, de grano medio a grano fino de graywackas, y escasas margas y interestratos de calizas fuertemente deformados por tendencias ENE, pliegues apretados con inmersiones hacia el sur este clivaje pizarroso planar. La unidad tardía se asemeja a la Fm. Carmelo de la series Chaguarpamba-Sabanilla (Ver abajo).

Sucesión Chaguarpamba-Sabanilla La sucesión Chaguarpamba-Sabanilla corresponde a un gran cantidad de afloramientos de Graywacas masivas, depósitos de areniscas y Graywacas y lutitas con menores cantidades de depósitos de calizas, adescritas al Albiano-Coniaciano (?). Esta aflora a lo largo de la zona Sabanilla Chaguarpamba con una tendencia NE (Figuras 4 y 5). La norte de, de la series de Sabanilla –Chaguarpamba está separada de las secuencias Churco y Puyango por fallas principales marcadas por una fuerte deformación de sedimentos y pequeños cuerpos intrusivos. La sucesión Chaguarpamba-Sabanilla es limitada al sur este por otro sistema de fallas mayores de tendencia NE.

Fm. Quillosara: Graywacas Masivas: La Fm. Quillosara aflora con una tendencia NE a lo largo de la zona entre Sabanilla y el norte de Chaguarpamba, en las áreas de Alamor y Pindal y cerca de sabanilla, especialmente en el rio Quillosara (Figura 4). Este consiste de Graywacas masivas de grano grueso a medio, el cual exhibe localmente estratificación cruzada y slumps (hundimientos, desplomes). Estos están dispuestos en secuencias grano descendientes (Finingupward), cornadas por lutitas laminadas o cherts y estas son interpretadas como depósitos de corrientes turbidíticos, localmente de alta densidad. Medidas de Paleocorrientes (estratificación cruzada, clastos imbricados, depresiones) indicaron un régimen de transporte hacia el Norte o NW (Figura 9), el cual contrasta con la dirección de transporte de la parte oeste de la cuenca (Ver figura 7). En la parte superior, las Graywacas masivas localmente incluyen bloques de basaltos. La Fm. Quillosara es interpretada como una facie distal a media de un deposito turbidítico de ante arco de la Fm. Alamor de las series orientales depositada en el pie del activo arco celica (Jaillard et al., 1996). Sin embargo, esta es adescrita al Albiano (y Cenoniano?). Hacia el sur (Norte de Saucillo), la Fm. Quillosara es estratigráficamente y conformablemente cubierta por pizarras negras fosilíferas (Figura 9) las cuales estan bien expuestas en el área de Zapotillo, y estan adescritas al Campaniano Tardio – Maastrichtiano Temprano (?) la Fm. Cazaderos (ver abajo). Al noreste de Celica, la serie Sabanilla esta cubierta por no

datadas, discordantes rocas volcánicas, las cuales se incluyen en dos eventos volcánicos del Cretacico tardio al terciario temprano y edad reciente respectivamente.

Figura 9: Bosquejo de la sucesión estratigráfica Chaguarpamba Sabanilla.

Fm. Carmelo: Delgados depósitos de Cherts negros: Esta aflora en el centro de la cuenca, siguiendo una tendencia ENE, la zona incluye Chaguarpamba y Alamor (figura 4) Buenos afloramientos pueden ser encontrados cerca de Chaguarpamba, norte de Yamaná, cerca de Alamor, y a lo largo del camino Alamor-Cazaderos entre el Limo y Mangaurquillo. La Fm. Carmelo consiste de lutitas negras pobremente fosilíferas y chers con pocas margas y calizas intercaladas, interdepositadas con finos depósitos, de Graywacas de grano fino. Casi siempre muy alterados depósitos de Graywacas exhiben bases decapadas y depósitos gradados, y son interpretados como capas turbidíticas distales. En el área de Chaguarpamba y Alamor Sabanilla, la Fm. Carmelo estratigráficamente esta cubierta por la Fm. Quillosara (Figura 9). La fm. Carmelo es frecuentemente fuertemente deformado y presenta pliegues apretados con planos axiales con clivaje pizarroso y profundamente escarpado, incluso en despositos volcados. A lo largo del camino Yamaná, 1 Km al este de El Carmelo, coleccionamos remanentes de plantas pobremente preservadas, en no identificables pescados teleósteos, e indeterminados amonites y numerosos inoceramidos aplastados que pertenecen al género Mytiloides, del Cenomaniano tardio al Turoniano. Estas bien preservadas especies son determinados como Mytiloides aff. Transiens y M. Cf. Mytiloides, los cuales son indicativos del Turoniano temprano en Brasil (Hessel, 1988). La Fm. Carmelo es asumida para ser del Cretacico Tardio (Cenomaniano-Turoniano). Este podría, por lo tanto, ser equivalente a la parte oeste de la Fm. Copa Sombrero.

En las areas Lauro Guerrero, Buenavista y Chaguarpamba, lutitas negras no fosilíferas y turbiditas cubren la Fm. Carmelo. No identificables inoceramidos han sido encontradas cerca de Vicentino. Sin embargo, en esta área, las relaciones estratigráficas de estas unidades con la Fm. Carmelo no han sido establecidas.

Figura 10: Carta estratigráfica de los depósitos antearco Cretácico del noroeste de Perú y Ecuador sudoeste.

Estratigrafía de los estratos del Post - Inicio del Cretácico Tardío: Depósitos que discordantemente cubren las series del Aptiano tardío al Cretácico tardío han sido observados en las partes centrales y al oeste de la cuenca, donde estratigráficamente cobren ambas series Puyango Cazaderos y Chaguarpamba Sabanilla. Estas unidades litológicas parecen ser ampliamente correlacionables en todo el Noroeste de Peru y Oeste de Ecuador. Estas son usualmente mucho menos deformadas que las antiguas y el buzamiento apenas excede los 20°. Una comparable sucesión es conocida en la parte oriental de la Cuenca Celica.

Miembro Tablones: Discordantes Calizas Superiores: En Ecuador, en la parte norte del área de estudio (Rio Puyango en Puyango), gruesos depósitos, arena, calizas de gran grueso bioclásticas y en parte oolíticas con grandes bivalvos localmente descansan en discordancia sobre las fuertemente deformadas calizas laminadas negras del Albiano (Figura 6). Estas representan ambientes de alta energía, abiertas plataformas marinas, facies transgresivas. Estas calizas discordantes gradúan hacia arriba dentro de margas amarrillas intercaladas con pocos esqueletos, arenas y oolíticos calizas ricas en ostras y otros grandes bivalvos, interpretados como depósitos marinos y de plataforma exterior. A partir de estos afloramientos, encontramos un fragmento de amonites y los escasos inocerámidos, que permaneció indeterminado. Sin embargo, un amonite suelto encontrado abajo en la orilla del río Puyango, es un pachydiscus lisa, la forma caparazón sugiere el Menuites género. El rango de este género es Santoniano hasta Maastrichtiano, aunque la mayoría de los registros parecen caer en el Campaniano Medio o Maastrichtiano Medio. Los foraminíferos del Campaniano mensionados por Sigal (1989; Bristow y Hoffstetter, 1997) podrían ser derivados de estos depósitos. Al Noroeste de Casaderos, las calizas superiores parecen estar representado por calizas bioclásticas y arenosas además de conglomerados calcáreos con estratificación cruzada que contienen fragmentos de plantas, gruesos bivalvos (ostras) y dientes de seláceos, indican ambientes de alta energía en líneas costeras. Correlaciones: estos depósitos discordantes, los cuales están solo localmente presentes, son considerados como un equivalente del Santoniano Tardío al Campaniano temprano de la formación Naranjo de la parte oriental de la cuenca Celica, la cual cubre discordantemente las rocas del arco volcánico del Albiano (y cenoniano?) (Celica y almor Fms. Jaillard et al., 1996; Bengtosn y Jaillard, 1997) (Figura 3). Mas al Norte, en la Cordillera Occidental de centro de Ecuador (área de riobamba), Graywacas de inicios del Cretácico tardío (Fm. Cayo de la Sierra de Faucher et al., 1971; Unidad Pilaton de Kher y Van der Kaaden, 1979) son cubiertas en forma discordante por calizas transgresivas de planicie marina del Campaniano (Calizas de San Juan de Kher y Herer, 1969; Faucher ar al., 1971); Bristow y Hoffstetter, (1977) (Figura 10). En el noroeste de Perú, Morris y alemán (1975) interpreto la discordancia de la Fm. Tablones del Campaniano como un depósito de agua poco profunda, el cual postdato la emergencia y deformación del Grupo Copa Sombrero. La formación tablones de Morris y Aleman (1975) (después by Reyes y Vergara, 1987 palacios 1994) correlaciona con las calizas superiores del Ecuador. En la cuenca de Talara, arena transgresiva y calizas Conglomeráticas del Campaniano (Fm. Redondo) descansan sobre roca paleozoicas o calizas del Albiano (Weiss, 1955; Gonález, 1976). Más al Sur, en el área de Paita, lutitas, areniscas calcáreas, calizas masivas y conglomerados subordinados del Campaniano (Bengson y Jaillard 1997; Dhondt y Jaillard, 1977) (Figura 10). Estos extensos depósitos calcáreos discordantes del Ecuador y Noroeste de Perú (Fms. La Mesa, Redondo, El Naranjo, Mb. Tablones y calizas San Juan) expresan una transición regional en un ambiente de plataforma marina poco profunda a ambientes de línea costera del Campaniano medio al tardío, los cuales localmente podrían haber comenzado tempranamente (Rio Playas).

Fms. Cazaderos y Zambi: Lutitas negras y Turbidítas En el Ecuador, la unidad más superior del occidente de la cuenca Celica consiste principalmente de lutitas negras, las cuales están bien expuestas en el oeste (Cazaderos) y en el más al sur (Zapotillo) del área de estudio (Figura 4 y 5). En el área de Cazaderos, estas contienen nódulos de coloración amarilla de calizas negras y delgados depósitos de turbidítas arenosas. Pocas medidas de paleocorrientes sugieren un transporte hacia el NE. Numerosos diques clásticos

orientados al NW-SE, N-S y NE-SW indican un régimen extensional de tendencia aproximada E-W durante su deposición. En esta áreas pobremente preservados amonites del cretácico tardío son identificados en depósitos discordantes, una edad de Campaniano a Maastrichtiano es más probable para la Fm. Zambi, como sugiere Litherland et al (1993) (Figura 9). En esta interpretación, la Fm. Zambi podría constituir un facie oriental de la Fm. Cazaderos. Sin embargo esta es localmente intensamente deformada, Fm. Zambi podría haber sido afectada por la fase tectónica del Santoniano – Campaniano, y una edad Turoniano-Santoniano podría no ser descartada. Correlaciones: en el este de la cuenca celica (Rio Playas), lutitas negras datadas al Maastrichtiano en Limón (Sigal, 1969; Bristow y Hoffstetter, 1977) y la parte superior de la Fm. El Naranjo del Campaniano tardio al Maastrichtiano medio (Jaillard et al., 1996, figura 3) correlacionada con la Fm. Cazaderos (Figura 10). En la Cordillera Oriental del centro del Ecuador, calizas de San Juan Campaniano temprano al Maastrichtiano (Kehrer y Kehrer, 1969) estan cubiertas confortablemente por depósitos de lutitas interdepositadas con estratos de arenas de tamaño medio y depósitos de turbiditas volcanoclasticas (Fm. Yunguilla, Thalmann, 1947; Faucher et al., 1971) contienen amonites del Maastrichitano temprano (Bristow y Hoffstetter, 1977). En la cuenca de Cuenca (Quebrada Salada) algunos cientos de metros de lutitas y nódulos de calizas producen edades pertenecientes al Maastrichtiano mediante asambleas de micropaleontologicas (Bristow y Hoffstetter, 1997). Estas unidades se corelacionan con la Fm. Cazaderos del suroccidente del Ecuador (Figura 10). En Perú, la superior unidad de la Cuenca Lancones (Fm. Pazul) es considerada del Coniaciano (Fischer, 1956), campaniano (Morris y Alemán, 1975) o Maastrichtiano al Paleoceno (Reyes y cladas, 1987. Esto es asociado a un deposito de abanico inferior o planicie de una cuenca (Chavez y Nuñes del Prado, 1991). En la parte sur de la cuenca de Lancones (camino el Angolo), se recolecto Platyceramus sp. siempre con Inoceramus at. goldfussianus, and Platyceramus sp. associated with Trochoceramus sp. ambas indican una edad del Campaniano Tardio al Maastrichtiano Temprano. Desde estos afloramientos constituye al oeste y suroeste extensiones de exposiciones de Cazaderos, la Fm. Pazul se cree equivalente a la Fm. Cazaderos de Ecuador. Sobre el suroeste del final del Macizo Amotape de NW de Perú (Area Pazul, figuras 4 y 5), La Fm. Copa Sombrero es cubierta por lutitas negras (Lutitas clavulina de olson, 1934). En las lutitas Clavulina del área Monte Grande (Figuras 4 y 5) se encontró Exiteloceras sp. del Campaniano (Figura 7). Por lo tanto, las lutitas Clavulina son el equivalente lateral de las Fms. Pazul y Cazaderos (Figura 10). Más al Sur, en el área de Paita, no se conocen depósitos acerca de los depósitos transgresivos La Mesa.

Fms. Casanga y Monte Grande: Conglomerados superiores

Los conglomerados superiores no han sido observados en las partes occidentales del área de Celica del Ecuador. Sobre el macizo Amotape al noroeste de Perú, Las lutitas Clavulina están cubiertas por conglomerados cuarzosos de grano grueso de la Fm. Monte Grande del Maastrichtiano (Iddings y Olsson, 1928; Olsson, 1934). Al este de Talara, cerca de Monte Grande (Figura 4) en la base de la Formación, se encontró un amonite no identificado con indicios de pertenecer al cretácico, mas probablemente al Maastrichtiano en la base de la Formación. En la Cuenca de Talara, el Maastrichtiano y Paleoceno está representado por lutitas negras marinas (Gonzales, 1976). Más al sur, cerca de Paita un espesor de 3500 m de pila de brechas de grano grueso del Maastrichtiano principalmente contienen clastos de rocas metamórficas (Fm. La Tortuga, lsson, 1934; 1944). Cerca del tope de la formación, en capas alrededores de corte de Olsson (1944), se recolecto inoceramidos y otros bivalvos del Maastrichtiano medio, y amonites Eubaculites cf. carinatus y Phylloceras (Neophylloceras ) surya, los cuales indican una edad Maastrichtiano (Posiblemente Maastrichtiano Medio) (Figura 10) La formación Monte Grande de Peru se correlaciona con los conglomerados de la Fm. Casanga del Maastrichtiano, reconocidos en la parte oriental de la Cuenca Celica del Ecuador (Jaillard et al., 1996) (figura 3). En el oriente de la cordillera central de Ecuador, los Flysch Yunguilla del Maastrichtiano gradúan hacia dentro en los conglomerados con clastos cuarzosos, metamórficos y volcánicos localmente inter depositados con calizas del Maastrichtiano (Mb. Callo Rumi, Kehrer y Kehrer, 1969), los cuales e correlacionan con la Fm. Casanga del sur del Ecuador y las Fms. Tortuga y Monte Grande al noroeste de Perú. In la Cuenca de Cuenca (cerca del poblado de Cumbe), lutitas rojas y Graywacas contienen abundantes bivalvos son asignados al intervalo del Maastrichtiano al Daniense (Bristow y Hoffstetter, 1977). Los extensos, conglomerados y brechas de las lutitas del periodo Campaniano tardío y Maastrichtiano Temprano son correlacionados y expresan un evento tectónico regional del Maastrictiano temprano.