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UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN ANTONIO ABAD DEL CUSCO FACULTAD DE INGENIERIA GEOLOGICA, MINAS Y METALURGICA ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA

TRABAJO DE GEOLOGIA DEL PERU: EL PALEOCENO EN EL PERU DOCENTE: ING. JOSE DANIEL URDAY CHAVEZ ESTUDIANTE: HUAMANI MENDIGURE YANETH MAYUME CODIGO: 154556

CUSCO, PERÚ 2018

INDICE GENERALIDADES ................................................................................................................................................................................................................ 3 ESTRATIGRAFIA .................................................................................................................................................................................................................. 4 MAGMATISMO ................................................................................................................................................................................................................... 9 INTRUSIVOS .................................................................................................................................................................................................................. 10 VOLCANICOS ................................................................................................................................................................................................................ 13 TECTONICA ....................................................................................................................................................................................................................... 14 VIDA: FLORA Y FAUNA...................................................................................................................................................................................................... 16 ESTRUCTURAL .................................................................................................................................................................................................................. 19 RECURSOS ECONOMICOS ................................................................................................................................................................................................ 20 BIBLIOGRAFIA................................................................................................................................................................................................................... 23

GENERALIDADES El Paleoceno es el primer periodo de la era Cenozoica. Abarca desde el final del Cretácico (hace 65,5 ± 0,3 millones de años) hasta el principio del Eoceno (hace 55,8 ± 0,2 millones de años). Su nombre proviene de las palabras griegas palaios (más antiguo) y kainos (nuevo, moderno), haciendo referencia a las primitivas especies animales que surgieron en la época para cubrir los nichos abiertos tras la extinción del Cretácico. Durante el Paleoceno, los continentes siguieron derivando hacia sus posiciones actuales. Laurasia no se había separado todavía totalmente: Europa y Groenlandia estaban aún Unidas. Norteamérica y Asia se comunicaban intermitentemente por un puente de tierra, mientras que Groenlandia y Norteamérica comenzaban a separarse. Norteamérica y Sudamérica permanecían separadas por un mar ecuatorial. Las tierras que antaño formaron parte de Gondwana (Suramérica, África, Australia y Antártida) continuaban su alejamiento. África se desplazaba hacia al norte hacia Europa, cerrando lentamente el mar de Tethys, y la India comienza su migración hasta colisionar con Asia, proceso que en periodos posteriores originará el levantamiento de la cordillera del Himalaya. Los mares interiores sufrieron un receso a comienzos del Paleoceno, creando nuevos espacios para el desarrollo de floras y faunas terrestres. El clima fue cálido y húmedo en todo el planeta, con vegetación subtropical cubriendo Groenlandia y la Patagonia. En general, el Paleoceno viene marcado por el desarrollo de especies de plantas modernas. Aparecen los cactus y las palmeras. Las cálidas temperaturas dan origen a bosques tropicales y subtropicales a lo largo de toda la tierra. Las regiones polares, libres de la capa de hielo, se cubren con bosques de coníferas. Las angiospermas, que cubrieron de flores el Cretácico, continúan su desarrollo y proliferan de forma simultánea a los insectos que se alimentan de ellas y las polinizan. Los mamíferos que hicieron su aparición en el Triásico a partir de dinosaurios cinodontes y que evolucionaron de forma paralela a los grandes reptiles, tienen la posibilidad de explotar ahora los ecosistemas que ha dejado libres la extinción de los dinosaurios. Mientras que los mamíferos del Mesozoico son, en su mayor parte, pequeños animales herbívoros o insectívoros y de hábitos nocturnos, el Paleoceno ve el desarrollo de grandes mamíferos carnívoros. Aparecen durante este periodo los mamíferos monotremas, marsupiales, multituberculados y placentarios. Fueron muchos los reptiles que sobrevivieron a la gran extinción de finales del Cretácico y, como consecuencia de las favorables condiciones climáticas, se expandieron enormemente en el Paleoceno. Las aves comenzaron a diversificarse durante esta época. Además de muchos de los tipos de aves actuales, se desarrollaron también grandes aves carnívoras no voladoras, como por ejemplo Diatryma.

ESTRATIGRAFIA ESTRATIGRAFIA DEL MESOZOICO Y PALEOGENO AL NORTE DEL LAGO TITICACA En la región de estudio, el Mesozoico-Paleógeno consiste de 7 grandes unidades estratigráficas (Fig. 1): 1. El Grupo Mitu (Pérmico superior - Triásico) se depositó específicamente en paleo-gra benes. 2. Un conjunto no denominado, de edad aproximada Liásico - Dogger inferior, está conformado por la unidad Quilcapunco (unidad nueva, denominaci6n provisional) y la sobreyaciente Formaci6n Sipin de Newell (1949). 3. Un conjunto no denominado, de edad probable Dogger superior - Malm inferior, esta esencialmente conformado por las formaciones Muni y Huancané de Newell (1949). 4. Un conjunto, para el cual se propone usar denominaciones definidas en la región de Arequipa, es conformado por areniscas, pelitas rojas y calizas regularmente estratificadas que representan a las formaciones Murco y Arcurquina; fue depositado en forma traslapante (onlap) y transgresiva durante el Cretacico Medio. 5. La Formación Ayabacas s.s. consiste en masas resedimentadas mayormente calcáreas y otros olistolitos, que se presentan en forma caótica. 6. El Grupo Vilquechico (Jaillard et al., 1993), de edad Cretácico terminal- Paleoceno inferior. Sella los olistolitos caóticos de la Formación Ayabacas s.s. 7. La Formaci6n Muñani, de edad Paleoceno superior - Thierry Sempere, et al. Eoceno inferior, es equivalente a la parte inferior del Grupo Puno de Newell (1949). FORMACIÓN MUÑANI (PALEOCENO SUPERIOR - EOCENO INFERIOR) Y GRUPO PUNO (PALEOCENO SUPERIOR OLIGOCENO) FORMACIÓN MUÑANI La Formación Muñani (Newell, 1949) consiste de una potente sucesi6n estrato- y granocreciente, cuyo color marrón rojizo a rojo contrasta con los colores verdosos a morados de la Formación Vilquechico superior sobre la cual descansa (Fig. 9; Foto 1). Su parte basal no sobrepasa algunas decenas de metros de espesor, y está dominada por canales arenosos entrecruzados local mente con depósitos rojos de llanura de inundación y paleosuelos (como en 14°59.4'S-69°50.3'W, y en UTM 432-8306). La parte inferior de la Formaci6n Muñani es dominada por pelitas rojas, que representan facies de llanura aluvial, barreal (mudflat) y lago. En ella se intercala un delgado pero característico miembro gris oscuro a verdoso, localmente calcáreo, que contrasta fuertemente con las pelitas rojas espesas en las cuales se inserta. En la parte superior de la Formación Muñani, las pelitas rojas van intercalándose con canales arenosos en forma creciente. Existen

en estos canales escasos ni veles conglomeradicos, con clastos centimétricos. El techo de la Formación Muñani corresponde a niveles de erosión del Neógeno superior. GRUPO PUNO La estratigrafía del Grupo Puno fue definida por Newell (1949) con bastante precisión, especialmente en el flanco este de la península de Pusi. Su descripción original pone de manifiesto que, a parte de la base, se trata de una espesa sucesión eminentemente grano- y estratocreciente, hecho que fue correctamente recalcado por algunos de los autores posteriores (Klinck et al., 1986; Palacios et al., 1993; se recomienda consultar a estos trabajos para tener una buena descripción de la unidad). El Grupo Puno consiste mayormente de facies fluviales y de llanura aluvial, y se depositó en una extensa cuenca de tipo antepaís. Medidas preliminares de paleocorrientes muestran que en esta cuenca el material clástico era transportado globalmente de sur a norte. Al sur, el Grupo Puno descansa sobre la Formación Ayabacas, mientras que al norte (Faja de Putina) sobreyace al Grupo Vilquechico. Esta relación está también de acuerdo con lo que se sabe de la polaridad y arquitectura de la cuenca. Espesas sucesiones granoy estratocrecientes de edad Paleoceno superior-Oligoceno se conocen al NO y SE de la zona de estudio. Estas series representan una acumulación grano- y estratocreciente de tipo antepais que comunmente sobrepasa 5000 m de espesor. Al NO (región de Cusco), el equivalente del Grupo Puno parece ser el Grupo San Jerónimo, y tal vez las unidades peliticas rojas a las cuales sobreyace (formaciones Chilca y Quilque, Carlotto V. 1998). Figura 1: Estratigrafía del Mesozoico - Paleógeno al noroeste del Lago Titicaca

GRUPO VILQUECHICO (CAMPANIANO - PALEOCENO INFERIOR) El Grupo Vilquechico ha sido estudiado con bastante detalle por Jaillard et al. (1993), quienes redefinieron su estratigrafía. Descripciones precisas de sus facies se pueden encontrar en la mayoría de los trabajos anteriores. El Grupo Vilquechico descansa sobre la Formación Ayabacas, sellando los olistolitos caóticos característicos de ésta, y subyace a la Formación Muñani (Fig. 1). El Grupo Vilquechico comprende tres formaciones, hasta ahora referidas coma Formación Vilquechico Inferior. Formación Vilquechico Media, y Formación Vilquechico Superior (Jaillard et al., 1993). La Formación Vilquechico Inferior es idéntica a la unidad de pelitas abigarradas descrita por Newell (1949) por' debajo de su « Formación Vilquechico » (y luego idéntica a la parte superior de su Grupo Moho; ver más arriba). La Formación Vilquechico Media consiste de las unidades a a d de la « Formaci6n Vilquechico» de Newell (1949; p. 65), mientras la Formaci6n Vilquechico Superior consiste de las unidades e a g de la misma (p. 64-65). Las tres formaciones se componen mayormente de pelitas, cuyo color varia a lo largo del perfil estratigráfico. En función de su posición estratigráfica, características y facies asociadas, estas pelitas se depositaron en ambientes de llanura aluvial distal, barreal (mud flat), lago, llanura costera, y/a marino restringido y somero.

Fotografía 2: Vista panorámica del contraste de color visible en el contacto entre las Formaciones Muñani y Vilquechico superior.

ESTRATIGRAFÍA SEDIMENTOLOGÍA Y AMBIENTES DEPOSITACIONALES DE LAS ROCAS CENOZOICAS FORMACIÓN CABALLAS Caldas (inédito, 1980) usó el termino de Formación Caballas para describir una secuencia fluvial rojiza de edad “pre - Formación Paracas” que aflora en Puerto Caballas que fue cartografiada en el Cuadrángulo de Palpa el año 1980. Este mismo mapa fue oficialmente publicado por INGEMMET en 1993 (Montoya y otros). Desconociendo la información inicial de Caldas, Macharé (1987) y Macharé & Fourtanier (1987) usaron este nombre para designar una unidad cronoestratigráfica, en la cual incluyeron todo los terrenos datados del Oligoceno Tardío al Mioceno Inferior con el fin de representar una transgresión marina regional en la cuenca Pisco (Macharé, 1987). Esta unidad ha sido posteriormente redefinida como Formación Chilcatay por Dávila (1989) y Dumbar (1990), tema que será discutido más adelante. La Formación Caballas sólo aflora en dos áreas: en la localidad de Puerto Caballas y en el gráben de Parcana – Mainsa, 2 Km. al sur del paraje Monte Grande. La Formación Caballas es interpretada como resultado de la sedimentación de las facies fluviátiles durante la evolución temprana del rift. Los sedimentos han provenido principalmente de los terrenos metamórficos Proterozoicos y de las rocas volcánicas Jurásicas del pre-rift. Las escarpas de fallas activas se formaron durante la extensión, desarrollando al pie del talud facies de abanicos aluviales y abanicos de delta. Posteriormente estas facies han sido retrabajadas por procesos de ríos en trenza (Fig. 4.3 y 4.4) que han dejado depósitos de barras transversales y longitudinales, debido a la atenuación de la actividad tectónica. Lejos de la escarpa de falla y del talud, se desarrollaron las facies de meandros dominadas por las llanuras de inundación, rellenos de canal y zonas de oscilación de olas. El sin-tectonismo se evidencia por las fallas normales contemporáneas con la sedimentación; y ha dado lugar a olistolitos ligados al fallamiento activo. Dávila (1989) asignó a la Formación Caballas la edad Paleoceno a Eoceno. En nuestra opinión la edad de esta unidad por el contexto tectónico, parece no ser ser más antigua que el Eoceno, debido a que representa la fase inicial del sin-rift durante el desarrollo de la cuenca transtensional y por la presencia de microfauna del Eoceno Medio en la Formación Los Choros. GEOLOGÍA DE LOS CUADRÁNGULOS DE PUERTO ORIENTE, ANA MARÍA Y RÍO TAPICHE FORMACIÓN YAHUARANGO KUMMEL B., (1946) designa con este nombre a una secuencia de lutitas y lodolitas rojas con intercalaciones de limolitas determinadas en una sección medida en el río Cushabatay y en el área de Contamana. Esta formación ha sido identificada dentro del cuadrángulo de Puerto Oriente en los anticlinales de Contamana y Contaya. Durante el itinerario seguido desde el Albergue hacia el km 14 de la carretera a Agua Caliente, esta formación no ha sido observada claramente debido a que morfológicamente forma una planicie cubierta por suelo y vegetación, careciendo por lo tanto de buenos afloramientos. Es por esta razón que gran parte de las observaciones de campo están referidas a la variación composicional de los suelos que forman. En el punto de la coordenada UTM 9202343X505600 afloran restos de una arenisca cuarzo feldespática disgregada, de coloración gris, granolumetría media a fina, también limoarcillitas rojizas. Otro afloramiento (UTM 9200880X503926) contiene areniscas cuarzo feldespáticas de coloración blanquecina, con granos de cuarzo

subredondeados de hasta 5 mm. Otro lugar donde es posible ver sus afloramientos es la carretera al campo petrolífero Maquia (NE de Contamana), donde afloran limoarcillitas rojizas y areniscas de granulometría fina a manera de suelo residual - Foto N°22 (liTM 9189380X502526). En el flanco SO del anticlinal de Contaya (campamento Jumakema) se encontró un horizonte de caliza, color blanquecina (muestra P0-7, UTM 9186674X542273), con presencia de micro fósiles (carofitas). En otro lugar (UTM 918624X542802) más al SE de este punto, afloran areniscas de granulometría fina, coloración marrón claro (estrato de 1 m), encima yacen limo litas conglomerádicas calcáreas de color blanquecino. También se observa limoarcillitas de color claro. En el río Cashiboya (UTM 9172375X525153) afloran limoarcillitas de granulometría fina, de color pardo claro con niveles de areniscas calcáreas y limoarcillitas pardas oscuras y areniscas grises, friables. En otro lugar (UTM 9172023X525847) afloran areniscas calcáreas blanquecinas, granulometría fina, subyaciendo se encuentran delgados niveles (0.5 mm) de limoarcillitas púrpuras, pardas y verdes con presencia de micro fósiles (carofitas). KUMMEL establece un grosor de 1 509 m en una sección medida en la quebrada Cachiyacu dentro de la Formación Yahuarango se considera a la Formación Pozo, la que debido a su reducido grosor (aprox. 50 m) no ha sido posible representarla en los mapas geológicos del área de estudio. Esta formación ha sido reconocida en el flanco SO de las Montafias de Contamana (carretera al balneario Agua caliente), anticlinal de Maquía, asi mismo en el río Cashiboya y flanco SO del anticlinal de Contaya. Lito lógicamente consta de lutitas limo líticas, margas, concreciones y niveles calcáreos. Edad y Correlación.- Se encontraron restos paleontológicos dentro de la Formación Yahuarango en el flanco SO del anticlinal de Contaya (muestra P0-7, UTM 9186674X542273) y en el río Cashiboya (muestra P0-4, UTM 9172023X525847). Se han recolectado carofitas, las mismas que fueron determinadas en el laboratorio de Paleontología del INGEMMET por Lidia Romero como: Tectochara supraplana supraplana (PECK & RECKER) Sphaerochara cf. S. brevesterensis (GROVES) Tectochara ucayaliensis BLISSENBACH Tectochara ucayaliensis gradata GUTIERREZ Estas especies son asignadas al Paleoceno-Eoceno. KUMMEL B. (1946), en base a fósiles encontrados, tales como dientes, huesos, plantas y pelecípodos de agua dulce le asigna su edad al Cretáceo superior-Paleógeno.

MAGMATISMO En este trabajo emprendemos una síntesis preliminar de la evolución geológica y tectónica que se puede reconstruir actualmente en base a las investigaciones en curso, junto con el análisis de datos metalogenéticos disponibles a la fecha. Se hace énfasis en el magmatismo dado que la gran mayoría de los depósitos minerales se relacionan con fenómenos magmáticos ocurridos en un arco de subducción.

INTRUSIVOS El Paleoceno-Eoceno fue una época muy importante y prolífica para formación de grandes pórfidos Cu-Mo en el sur del Perú como Cuajone, Toquepala, Cerro Verde y Quellaveco entre 61 y 53 Ma. Desde el Jurásico medio hasta el Paleoceno el arco magmático había migrado desde la costa hacia el Flanco Pacífico de la Cordillera de los Andes (Fig. 4), el marco tectónico cambió a uno neutral o de extensión media (Fig. 5) y el magmatismo fue calcoalcalino (Mamani, 2010; Clark et al.,1990; Quang, 2005; Zweng & Clark, 1995). En el Eoceno se emplazaron los últimos intrusivos del Batolito de la Costa que estaban conformados por tonalitas y granodioritas que alojan mineralización mesotermal de Au-Cu-Pb-Zn en Ancash, Huancavelica y Ayacucho. La formación de grandes pórfidos de Cu-Mo y ocurrencias polimetálicas durante el Paleoceno-Eoceno estuvo controlada por el sistema de fallas Incapuquio. Sin embargo, a pesar de que el control estructural fue decisivo para la ubicación y geometría de los pórfidos de esta edad, no fue un factor determinante para su origen. En su lugar, se considera que el extremo acortamiento y engrosamiento cortical, iniciado desde hace 100 a 120 Ma (Clark et al., 1990 en Acosta 2008), y provisto por estos sistemas de fallas regionales con el consecuente levantamiento y exhumación (Maksaev & Zentilli, 1988, 1999; Maksaev, 1990; Skewes & Holmgren, 1993; Skewes & Stern, 1994; Perrelló et al., 1996; Kurtz et al., 1997; Kay & Mpodozis, 2001. En Sillitoe & Perelló, 2005; Pino et al., 2004) fueron los controles fundamentales de la génesis de los grandes pórfidos de Cu-Mo. Durante el Eoceno tardío –Oligoceno continúa la migración del arco magmático hacia el continente (Fig. 6). Este periodo corresponde a una época metalogenética fértil, donde se formaron importantes yacimientos tipo pórfidos-skarn de Cu-Mo (Au-Zn) como: Las Bambas, Tintaya, Cotabambas, Katanga y depósitos de Cu-Au-Fe con edades de mineralización entre 42 y 30 Ma relacionados con intrusivos del Batolito Andahuaylas-Yauri como se puede ver en las Figs. 5, 6 y 7.

FRANJA PALEOCENO- EOCENO INFERIOR (65-50 MA) Se reconoce en el flanco occidental de la Cordillera de Domeyko entre los 16 y 29 °LS, por casi 1500 km, Desde el Sur del Perú hasta Vallenar. Un total de 12 prospectos y yacimientos son conocidos, 4 de ellos en Perú y el resto en Chile. Se encuentran asociados al arco magmático Paleoceno. En conjunto el contenido de Cu fino asciende a 52 MT, concentrándose en el norte. Se caracterizan por presentar un mayor contenido de Au y Mo. Desde el punto de vista tectonomagmático el paleoceno representa una de las etapas de migración hacia el Este del arco volcánico, fenómeno que se habría iniciado post fase Compresiva Peruana (84-79 ma) y que continuó hasta la fase incaica I (59-55 ma). En el Sur del Perú como en Chile el pulso ligado con la mineralización cuprífera se sitúa entre los 60 a 55 ma, periodo que en Perú parece estar asociado con la formación de grandes sistemas estructurales de Micalaco e Incapuquio. En Chile dominaron las condiciones extensionales probablemente debidas a una disminución de la velocidad de convergencia, resultando en la generación de calderas y grandes complejos plutovolcánicos. PLUTONISMO MESOZOICO- CENOZOICO BATOLITO DE LA COSTA: El Batolito de la Costa es una intrusión múltiple y compleja formada predominantemente por tonalitas y granodioritas que ocupan el núcleo de la cordillera occidental. Tiene 1600 Km. de largo y más de 65Km. de ancho. Sumando los plutones aislados que se extienden en el alineamiento plutónico desde Chile al Ecuador, la longitud alcanza de 2400 Km. Desde el punto de vista de su composición el Batolito de la Costa ha sido dividido en cinco segmentos: Piura, Trujillo, Lima, Arequipa y Toquepala. Los tipos de rocas expuestas en el Batolito de la Costa varían considerablemente, y van desde gabros a olivino y piroxeno, hasta granitos potásicos. El porcentaje areal a nivel de todo el Batolito es: gabrodiorita: 15.9%, tonalita: 57.9%, monzonita: 25.6%, granito: 0.6% Para el segmento de Arequipa, según Jenks y Harrison (1979), gabrodiorita: 7%, tonalita: 55%, granodiorita y monzonita: 32%, granito:4%. El orden de intrusión de básico a ácido es también regular; aunque en el Perú es posible distinguir dos tipos de ritmos básico-ácido: (1) Ritmo principal inicial que da lugar a los cuerpos más extensos de gabro, diorita y diorita cuarcífera; y (2) Ritmo tardío de tonalita y sienogranitos; pero dentro de este último hay ritmos menores o secundarios como se observa en los complejos tonalíticos grandes.

VOLCANICOS DESCRIPCIÓN DE CENTROS VOLCÁNICOS Un centro volcánico es una estructura volcánica que ha emitido y generado diferentes depósitos volcánicos cada uno de los cuales tiene un particular tipo de dinámica o mecanismo eruptivo. Por otro lado un evento volcánico se refiere a un periodo de tiempo con actividad volcánica y en el que se formaron uno o más volcanes. En la zona de estudio, los eventos de actividad volcánica son correlaciónales con los pulsos magmáticos de Soler, 1991 y los arcos volcánicos de Benavides, 1999. VULCANISMO CENOZOICO Se denomina vulcanismo cenozoico al conjunto de fenómenos efusivos que se han producido después de la primera tectónica andina del Cretáceo superior. A diferencia del vulcanismo mesozoico, que se encuentra en una cuenca de sedimentación marina epi continental, el vulcanismo cenozoico tiene el ámbito continental, como lo indican las intercalaciones frecuentemente gruesas de sedimentitas elásticas continentales (Dalmayrac B., Laubacher G., Marocco R., 1988). En los Andes centrales del Sur del Perú, las rocas volcánicas cenozoicas han sido estudiadas a escala regional, y la falta de estudios al detalle generan inexactitudes en la estratigrafía volcánica; es así que, en la Cordillera Occidental y el Altiplano toman diversas denominaciones como Grupo Tacaza, Grupo Palca o toba Ocuviri, Grupo Sillapaca, Grupo Barroso entre otros (Benavides, 1999; Klinck et al., 1986; Jenks, 1946; Boudesseul et al., 2000), en el límite de la Cordillera Occidental y el Altiplano. En forma contemporánea a este volcanismo se desarrollaron cuencas intramontañosas, controladas por fallas NO-SE (Carlotto et al., 2005), muchas veces interdigitadas con estos productos volcánicos (e.g. Cuenca Descanso-Yauri, Cuenca Condoroma, Cuenca Callalli) las que son asignadas al Grupo Maure (Klinck et al, 1986). La zona de estudio está ubicada en el límite de la Cordillera Occidental y el Altiplano del Sur del Perú, y abarca los departamentos de Cusco, Puno y Arequipa (Fig. 1). El presente trabajo se basa en el cartografiado de los depósitos volcánicos y estructuras, a escala 1/250000, llevado a cabo en el marco del Proyecto GR-13: Volcanismo Cenozoico del Sur del Perú y su relación con la Metalogenia, para reconocer centros volcánicos y de esta manera afinar la estratigrafía volcánica de la zona.

DOMINIO PUQUIO – CAYLLOMA - INCAPUQUIO El dominio Puquio-Caylloma-Incapuquio está formado principalmente por rocas volcánicas que van del Paleoceno al Plioceno. Este dominio presenta cinco épocas metalogenéticas. La formación de grandes pórfidos de Cu-Mo y ocurrencias polimetálicas durante el Paleoceno-Eoceno estuvo controlada por el sistema de fallas Incapuquio. Sin embargo, a pesar de que el control estructural fue decisivo para la ubicación y geometría de los pórfidos de esta edad, no fue un factor determinante para su origen. En su lugar se considera que el extremo acortamiento y engrosamiento cortical, iniciado desde hace 100 a 120 Ma (Clark et al., 1990), y provisto por estos sistemas de fallas regionales con el consecuente levantamiento y exhumación (Maksaev & Zentilli, 1988, 1999; Maksaev, 1990; Skewes & Holmgren, 1993; Skewes & Stern, 1994; Perrelló et al., 1996; Kurtz et al., 1997; Kay & Mpodozis, 2001. En Sillitoe & Perelló, 2005; Pino et al., 2004) fueron los controles fundamentales de la génesis de los grandes pórfidos de Cu-Mo.

TECTONICA ARCO ALBIANO - PALEOCENO TARDIO: EL BATOLITO DE LA COSTA El núcleo de la Cordillera Occidental está ocupado por un batolito largo (1600 Km.) y poco ancho (60 Km), compuesto por múltiples intrusiones (más de 1,000 plutones), conocido como el Batolito de la Costa (Pitcher, 1985; Cobbing y Pitcher, 1983). El Batolito se ha emplazado episódicamente desde el Albiano (102 Ma) hasta el Paleoceno Tardío (59 Ma) y causó el engrosamiento de la corteza (Fig. 2.7 y 2.8) (Soler y Bonhomme, 1991). El emplazamiento del Batolito se interpreta como que está controlado por fracturas corticales profundas que guían el desplazamiento del magma e intrusiones a profundidades someras (Pitcher y Bussell, 1977). A pesar de la heterogeneidad litológica, el mecanismo de intrusión es uniforme en todo el batolito (Pitcher, 1985). Los plutones individuales se emplazaron por la subsidencia contínua de las calderas y por el ascenso gradual de los plutones asociado con la formación de domos en cantidades menores de la roca primogénita (Pitcher y Cobbing, 1985). Mientras las tonalitas y granodioritas forman la mayoría de las zonas complejas, los verdaderos granitos ocurren como grandes plutones homogéneos o como plutones centrados y enjambre de diques (Cobbing y Pitcher, 1972, 1982, Bussell, 1985). La mayor parte del Batolito de la Costa se emplazó durante un período de actividad tectónica compresiva débil, caracterizada por fallas de rumbo dextral (Soler y Bonhomme, 1991). Se han reconocido cinco segmentos y originalmente se interpretó que la segmentación estuvo relacionada con la segmentación estructural de los Andes (Cobbing y Pitcher, 1972). La identificación de Súperunidades también sugiere variación de la composición dentro del batolito. Algunos segmentos como el de Lima despliegan una migración de la actividad volcánica con el tiempo (Mukasa, 1984; Pitcher, 1985). Sin embargo, Soler y Bonhomme (1990) distinguen sólo dos períodos: del Albiano al Campaniano Tardío (102 a 78 Ma).

MESOZOICO Y CENOZOICO La evolución mesozoica se inició por un fuerte estiramiento de la corteza a partir de ~240 Ma (Triásico medio), continuando hasta el Cretácico inferior, con marcada migración del sistema arco-cuencas hacia el oeste. Esta migración se detuvo alrededor de ~130 Ma, para luego reanudarse en dirección al este. El magmatismo de arco se incrementó primero en ~110 Ma y más nítidamente en ~90 Ma, y a partir de ~75 Ma sufrió una verdadera “llamarada” (flare-up) que resultó en un sustancial engrosamiento magmático de la corteza, lo cual causó deformaciones en los flancos del arco (Noury et al., 2014). Siguiendo el proceso clásico, la corteza sobre-engrosada del arco sufrió a partir de ~60 Ma un colapso gravitacional que prosiguió durante el Paleógeno inferior (Fig. 2), produciendo otras deformaciones de varios tipos. La migración del arco hacia el noreste prosiguió en forma mucha más marcada en el sur del país a partir de ~50 Ma (Fig 5); ahí la actividad del arco construyó el Batolito Andahuaylas-Yauri hasta ~30 Ma (Fig. 6), para luego migrar otra vez hacia el suroeste (Fig. 8) hasta hoy (Mamani et al., 2010). En el Perú central y del norte, las migraciones cenozoicas del arco fueron menos marcadas y quedan por investigar. En el sur, la actividad magmática se incrementó drásticamente a partir de ~30 Ma, con una aceleración a partir de ~5 Ma, resultando en un engrosamiento descomunal de la corteza sur-peruana. Este fenómeno generó un sobre-engrosamiento de la corteza inferior dúctil, lo que provocó que ésta se pusiera a fluir por channel flow en dirección al norte, llegando a engrosar a su vez la corteza del Perú central y norte en forma progresiva (Picard et al., 2008), y generando axialmente y lateralmente una variedad de fenómenos tectónicos, incluyendo en particular la propagación de estructuras compresionales en el piedemonte amazónico.

CONTROLES TECTONO-MAGMÁTICOS EN EL SUR DEL PERÚ (72°-70°30º Y 14°-16°S). IMPLICANCIAS METALOGENÉTICAS. La evolución del vulcanismo cenozoico del sur del Perú, es producto del emplazamiento de 3 arcos magmáticos (Tacaza, Palca y Sillapaca). Los paleocentros de emisión se instalaron a lo largo de 8 sistemas de fallas regionales. Estos sistemas de fallas registraron 6 etapas de deformación, ligados a movimientos sinistrales, similares a los movimientos registrados en el Altiplano (Carlotto et al., 2002). Los picos de deformación (>24, 24-22 y 1610 Ma) están ligados al emplazamiento de cámaras magmáticas favorables para la formación de los arcos Tacaza, Palca y Sillapaca, así mismo controlaron la profundidad de emplazamiento y la composición geoquímica de los magmas. Mientrasque los períodos de deformación (18-16 y 10-8 Ma) están relacionados a la circulación de fluidos hidrotermales, que formaron posteriormente yacimientos epitermales de baja e intermedia sulfuración, para los más antiguos, y yacimientos epitermales de alta sulfuración para el segundo.

VIDA: FLORA Y FAUNA PALEOCENO Solamente en el NO del Perú se ha detectado unidades marinas, pertenecientes al Paleoceno, que corresponden a secuencias transgresivas y posiblemente regresivas en un ambiente somero. El Paleoceno representado por las Formaciones Mesa y Balcones, expuestas en la región de Talara, que consisten principalmente de lutitas y areniscas fosilíferas ricas en foraminíferos. La Formación Mesa aflora en el Cerro La Mesa, Cerrito Cabezón (Mapa 14, Loe. 1, 2) , y al SO del Cerro de Asperería, en el departamento de Piura, conteniendo: FORAMINIFERIDA: Lepidorbitoides sp. Haplophragmoides sp. Pseudorbitoides sp. Cyclammina sp. Trochamrnina sp. :

BIVALVIA:

GASTEROPODA:

Sauvagesia peruana

Actaeonella (Volvulina) cf. A. (V.) laevis Actaeonella peruviana

Referente a la Formación Balcones, ésta aflora cerca a Punta Balcones (Mapa 14, Loe. 3), y está descrita en Hualtacal-La Breita, en la cuenca Lancones. En la cuenca Sechura está expuesta en las escarpas, al SO de la Silla de Paita, o sea al NO del Caserío La Tortuga (Piura). · Los sedimentos y fauna de esta formación definen un hábitat de aguas moderadamente profundas, con movimientos temporales cercanos al litoral. La fauna está determinada como: FORAMINIFERIDA: Rzehakina epigona Spiroplectammina grzybowskii Spiroplectammina clotho Marssonella oxycona . Pseudoclavulina (Clavulinoides) clavata Gumbilina cf. G. trinitatensis En la zona NE y en la Selva Central: Pozo Marañón 8-1, 22-1, 110-1; Pozo Yurimaguas 2-1 (Mapa 14, Loe. 4, 5, 6), Cerros de Contamana, Pozo Maquía 1 (Mapa 14, Loe. 7), Pozo Aguaytía 1, Pozo Pisqui (Mapa 14, Loe. 8, 9), afloran sedimentos continentales con abundante microflora que pertenecen a la Formación Yahuarango, de las que se pueden mencionar: CHAROPHITA: Sphaerochara huaroensis RIVERA Sphaerochara ungurahuensis RNERA Porochara gildemeisteri costata BLISS Tectochara supraplana supraplana (PECK & RECKER) Sphaerochara cf. S. brevesterensis (GROVES) Tectochara ucayaliensis BLISSENBACH Tectochara ucayaliensis gradata GUTIERREZ Estas especies son asignadas al Paleoceno-Eoceno. KUMMEL B. (1946), en base a fósiles encontrados, tales como dientes, huesos, plantas y pelecípodos de agua dulce le asigna su edad al Cretáceo superior-Paleógeno.

Lepidorbitoides sp.

Pseudoclavulina

Trochamrnina sp.

Actaeonella

ESTRUCTURAL EVOLUCIÓN ESTRUCTURAL Y MAGMATISMO RELACIONADO CON EVENTOS HIDROTERMALES En el sur del Perú se han identificado seis sistemas regionales de fallas NO-SE (Figura 3), los cuales son: Sistema de Fallas Ica-Islay-Ilo, Sistema de Fallas Nazca-Ocoña, Sistema de Fallas Cincha-LLuta, Sistema de Fallas Icapuquio, Sistema de Fallas Caylloma-Condoroma, Sistema de Fallas CuscoLagunillas-Mañazo y el Sistema de Fallas Urcos-Sicuani-Ayaviri. El Sistema de Fallas Ica-Islay-Ilo se encuentra en la costa y pasa por Ica, Arequipa y Moquegua. En Ica recibe el nombre de Falla Treinta Libras. Inicialmente se comportó como una falla transcurrente dextral y posteriormente como una normal. Esta falla controló el magmatismo durante el Jurásico – Cretácico inferior y se manifiesta como un rift o enjambres de diques (Injoque, 2001). El Sistema de Fallas Incapuquio (SFI) habría estado activo como un sistema normal en el Jurásico inferior durante un proceso de rifting (Pino et al., 2004) y posteriormente se comportó como un sistema transcurrente sinestral con una extensión mayor a 400 km (Jacay et al., 2002) que pasa por Tacna Moquegua y Arequipa. El Sistema de Fallas Cincha-LLuta se encuentra entre Arequipa y Ayacucho y se comportó como un sistema transtensivo en el Cretácico inferior, con movimientos dextrales durante el Cretácico superior – Paleoceno. En el Eoceno se comporta como un sistema sinestral con componentes inversos (Romero et al., 2002). Los sistemas de fallas Cusco-Lagunillas-Mañazo y Urcos-Sicuani-Ayaviri son estructuras heredadas del Permo-Triásico que se encuentran entre Puno y Cusco. En el Mesozoico se comportaron como sistemas transcurrentes normales, en el Paleógeno-Neógeno fueron sistemas transcurrentes inversos y en el Cuaternario muestran una configuración en escalera (Carlotto, 1998: en Carlotto et al., 2005).

RECURSOS ECONOMICOS ÉPOCAS METALOGENÉTICAS Y TIPOS DE YACIMIENTOS METÁLICOS EN LA MARGEN OCCIDENTAL DEL SUR DEL PERÚ: LATITUDES 14°S - 18°S En el Flanco Pacífico de la Cordillera Occidental el Devónico – Carbonífero inferior está representado por los sedimentos clásticos de la Fm. Machani, Grupo Ambo y rocas volcánicas básicas de la Fm. Junerata del Pensilvaniano. Durante el Jurásico inferior y Cretácico inferior, la Cordillera de la Costa registra cuatro eventos intrusivos desde el Jurásico inferior (~185 Ma) hasta el Cretáceo inferior (~95 Ma) (Clark et al., 1990). En el jurásico inferior, se registra también actividad magmática submarina de la Fm. Chocolate (~185-150 Ma; Boily et al., 1984. En Clark et al 1990). A fines del Cretácico inferior y durante el Cretácico superior, se emplazó el Batolito de la Costa (Pitcher, 1985) y entre el Cretácico superior y Paleoceno se depositaron rocas volcánicas andesíticas del Grupo Toquepala (59-70 Ma; James et al., 1974; Sébrier et al., 1983. En Clark et al, 1990).

FRANJAS METALOGENÉTICAS Los depósitos metálicos en el sur del Perú se presentan en diferentes tipos y están distribuidos espacialmente dentro de dominios geotectónicos, los cuales están delimitados por sistemas de fallas regionales que han controlado el tipo de mineralización en épocas particulares. De este modo, se ha definido doce franjas metalogenéticas (Figura 3): Franja de depósitos de Cu-Fe-Au del Jurásico medio–superior. Franja de pórfidos de Cu del Jurásico medio–superior. Franja de depósitos de Cu-Fe-Au del Cretácico inferior. Franja de depósitos de Au-Cu-Pb-Zn relacionados al Batolito de la Costa del Cretácico Superior. Franja pórfidos de Cu-Mo del Cretácico Superior. Franja de pórfidos de Cu-Mo del Paleoceno Franja de pórfidos de Cu-Mo del Eoceno. Franja de depósitos polimetálicos relacionados con intrusivos Paleoceno-Eoceno. Franja de epitermales de Au-Ag del Oligoceno. Franja epitermal de Au-Ag del Mioceno. Franja de depósitos polimetálicos con superposición epitermal del Mioceno Franja de epitermales de Au-Ag del Plioceno. Las franjas metalogenéticas representan épocas de mineralización que se extienden a lo largo de estructuras y litologías que han favorecido la mineralización de depósitos particulares. De esta manera, se pueden encontrar diferentes franjas metalogenéticas dentro de dominios geotectónicos, los cuales se caracterizan por estar formados por unidades litológicas de cierta edad y estar limitados por grandes sistemas de fallas.

En el sur del Perú el magmatismo y los eventos hidrotermales de mineralización han sido controlados por seis sistemas regionales de fallas NO-SE que delimitan seis dominios geotectónicos que contienen épocas de mineralización de diferentes tipos de yacimientos. Entre la Cordillera de la Costa, Cordillera Occidental y el Altiplano se han registrado 13 eventos magmáticos divididos en tres periodos: Jurásico inferior (~185 Ma) hasta el Cretáceo inferior (~95 Ma) con yacimientos IOCG y pequeños pórfidos de Cu-Mo, Cretáceo superior (~80 Ma) hasta el Eoceno medio (~40 Ma) con depósitos de Au-Cu-Pb-Zn y grandes pórfidos de Cu-Mo y del Oligoceno (~30 Ma) al Mio-Plioceno (~6 Ma) con yacimientos epitermales de Au-Ag y polimetálicos. Se han reconocido doce franjas metalogenéticas que representan la edad de mineralización de diferentes tipos de yacimientos. Las edades de mineralización van desde el Jurásico medio-superior al Plioceno e involucran principales elementos económicos de hierro, cobre, oro y polimetálicos.

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