Estratigrafia del paleozoico de la cordillera oriental al sureste del Peru, frontera Peru – Bolivia

1. El paleozoico inferior

Laubacher, G en 1974, divide la secuencia paleozoica inferior al SE del Perú en tres unidades:

Unidad Tiempo Propuesto

– Formación Ananea Silúrico-Devoniano

– Formación Sandia Caradociano

– Formación San José Arenigiano-Llanvirniano

A toda esta secuencia le atribuyó un grosor entre 10000 a 15000 m. de lutitas y areniscas "marinas" afectadas por un metamorfismo epizonal. La sedimentación en general fue dividida en dos periodos:

*Una sedimentación ordoviciana, entre el Arenigiano superior y el Caradociano, con una edad cronoestratigráfica entre 480 a 440 M.A.

*Una sedimentación Siluro-Devóniano, entre el Siluriano inferior y un Devoniano aún no diferenciado en esta región. Con una edad cronoestratigráfica propuesta entre los 435 a 350 M.A

A lo largo de los valles Sandia, Huari Huari y Tambopata-Lanza se observaron las unidades siguientes:

2. Grupo San José

Definido en el valle de Sandia por G. Laubacher (1978), con el rango litoestratigráfico de formación en base a una litología monótona de pizarras sin cambio litológico en toda su secuencia, posteriormente fue elevada a la categoría de Grupo por N. De La Cruz (1996).

3. Formación Iparo

Esta conformada por sedimentitas finas, piritosas con esquistosidad cortante al plano de estratificación, que presenta fauna de graptolites. Se parte en lajas planas entre los 20 a 5 cm. de grosor en algunos sectores. Las pizarras está acompañada de lentes de cuarcitas en la base de cada capa. La roca tiene un color gris-oscuro, a veces azulado, siendo algunos sectores bien laminados por lo que en otras partes es conocido como lutitas bandeadas. El grosor aproximado de la Formación Iparo es de 2110 m. Cronoestratigráficamente se ubica entre las series Arenigiano inferior y el Llanvirniano inferior. El primero podría corresponder al piso Bendigoniano al Yapeniano (superior), mientras que el segundo al piso Darriginiano, donde las variaciones litológicas comienzan a variar.

Se hallaron fósiles marcadores entre los valles de Sandia y Tambopata como: Expansograptus hirundo (Salter) y Expansograptus nitidus (Hall), el nivel más inferior estaría marcado por niveles con Didymograptus v-deflexus (Harris) que estaría representando a las secuencias más antiguas en Perú (Fig.3)

En Bolivia , Bulman (1931) definio el Llanvirniano por la presencia de Didymograptus murchisoni a quien se le superponían los niveles con Glossograptus hinckinsi, ciliatus, etc.

Hacia el SE, en Cochabamba (Bolivia) la Formación Iparo se correlaciona litológicamente con las secuencias superiores de la Formación Independencia, y casi toda la secuencia limoarcillítica de la Formación Capinota (Gagnier P. Y., 1996). En la Cordillera Oriental Argentina Astini R., 1995, se correlaciona con las areniscas y limoarcillitas de la Formación Acoite, más al Sur, en la Pre-Cordillera de San Juan (Sánchez T., 1996) es correlacionable con la Formación San Juan cuyas litofacies son muy diferentes, ya que están conformadas por calizas y margas propias de un ambiente de plataforma, lo cual pone en evidencia la profundización de la cuenca hacia las regiones de Bolivia y SE del Perú. Por otro lado en Argentina, Aceñolaza, F (1980) señala Tetragraptus approximatus como indicadora (secuencias inferiores de lutitas grises) del Arenigiano inferior, esto en las sierras de Fátima.

De acuerdo a su litología y fauna hallada, La Formación Iparo corresponde a niveles subneríticos, específicamente a zonas profundas por debajo de los 2000 m.s.n.m. La acumulación de pirita cúbica generada por los compuestos de azufre y hierro generados singenéticamente con la sedimentación, evidencia un ambiente de aguas calmas sin ninguna variación en las corrientes marinas. La relativa abundancia de las faunas graptolíticas llegaron a sedimentarse después de haber muerto y precipitarse a los fondos marinos totalmente segmentadas de la colonia principal.

4. Formación Purumpata

Sobreyaciente litoestratigráficamente a la Formación Iparo se presenta una secuencia de pizarras grises a beige en estratos uniformes de 5 a 10 cm. Aflora en el valle de Sandia, observándose excelentemente entre el distrito de Yanahuaya al caserío de Purumpata; para esto existe una carretera bien conservada en dirección SO-NE, presentando las rocas una exposición de aprox. 4 km. Está constituida por pizarras gris claras a beige, con niveles de areniscas en estructura "flaser". La presencia de pirita disminuye subiendo litoestratigráficamente. En general su textura es más arcillosa habiéndose incrementado significativamente, la abundancia de fauna graptolífera. El grosor aproximado de la Formación Purumpata es de 1809 m. Cronoestratigráficamente se ubica entre las series Llanvirniano inferior al Llandeiliano, abarcando el piso Darriviliano (Fig.4)

En Bolivia, en la provincia de Cochabamba, es correlacionable con las secuencias superiores de la Formación Capinota y toda la Formación Anzaldo (Gagnier P. Y. et al, 1996), conformada por limolitas amarillentas, micáceas y bandeadas.

Actualmente, las secuencias ordovicianas han bajado cronoestratigráficamente hasta el Arenigiano inferior, teniendo evidencias de fauna tremadociana en un afloramiento al sur de Yanahuaya, donde se tiene la presencia del trilobite, Triartus rectifrons (Harrington) (Harrington y Leanza, 1943) del Tremadociano superior.

La Formación Purumpata representa el cambio de facies de un ambiente profundo (offshore inferior) a condiciones marinas someras a litorales (offshore superior). La presencia de braquiópodos y artrópodos formas vivientes del Bentos y la presencia de arcillosidad y micas sugieren las cercanías de los aportes sedimentarios continentales, la estratificación paralela y simétrica continua y sin signos de bioturbación se observan hasta los niveles medios. La secuencia superior registra perturbaciones y estratificación ondulada, con aumento de los niveles limolíticos formando una secuencia de límite hacia las secuencias siliciclásticas de la Formación Sandia.

5. Formacion Sandia

Definido inicialmente en el valle de Sandia por Laubacher G. en 1974 como una secuencia de cuarcitas y pelitas sobreyaciente sobre la "Formación San José". Esta unidad sobreyace en concordancia secuencial sobre las limolitas micáceas de la Formación Purumpata, representando las facies siliciclásticas de Ordoviciano superior. Su mejor exposición se encuentra entre el caserío Huancaluque y la Qda. Garita siendo una sección completa y continua afectada parcialmente por un fallamiento que lo pone en contacto con la Formación Ipáro (Fig.5 y 6). La Formación Sandia está constituida por una secuencia de cuarcitas y areniscas grises intercaladas con algunas limoarcillitas gris oscuras, estando su mejor exposición entre el caserío Huancaluque y la Qda. Garita. Esta formación presenta abundantes estructuras de corriente. El grosor de la Formación Sandia es de 1641 m. aproximadamente. En la región no se ha reportado macrofósiles diagnósticos en ninguno de sus niveles cartografiados en diferentes localidades sin embargo, es factible en base a las secciones litológicas, posición estratigráfica y facies de aquellas, correlacionar estas areniscas con las secuencias encontradas en la mina de Santo Domingo (Laubacher, 1978) donde se menciona esquistos debajo de los 150 a 200 m. de cuarcitas atribuidas a la Formación Sandia. Estos "esquistos" presentan graptolites como: Climarograptus scharenbergi, Glyptograptus cf. G. Teretusculas, Hallograptus cf. H. Mucrunatus, Leptograptus, Nemagraptus, Orthograptus. que inicialmente Berry las atribuyó al Caradociano inferior.

Asimismo, este mismo autor menciona al Este del río Inambari sobre el río La Pampa, cuarcitas intercaladas con lutitas conteniendo fauna de trilobites, braquiópodos y cephalópodos de posible edad Caradociana.

En Huánuco, Dalmayrac B. (op cit) reconoce también el Llandeiliano por la presencia de: Glossograptus ciliatus, Climacograptus ruedemanni, Didymograptus serratus.

En la zona de estudio al NE de San José, las facies superiores de la Formación Purumpata cambian gradualmente a los primeros niveles de cuarcitas y areniscas de la Formación Sandia. Este intervalo conserva fauna asociada de braquiópodos: Nanorthis cf. N. grandis (Harrington), que vienen desde el Arenigiano al Llandeiliano medio y artículos de crinoideos de amplio rango en el sistema ordoviciano. En este mismo lugar, se ubicó Glossograptus ciliatus (Emmons), característico del Llandeiliano y correlacionable con las secuencias aflorantes en Huánuco donde Aceñolaza F. (1980) lo menciona como característico de esta serie. Más al norte, en el caserío Camarón, el yacimiento de graptolites y trilobites descubierto en las secuencias de límite con la Formación Sandia ubican sus afloramientos en el rango Llandeiliano para Dicranograptus sp. y Ogygiocarella cf. O. debuchi (Brogniart) del Llandeiliano superior. Esto hace pensar que los niveles superiores exactamente la zona de límite, estaría abarcando la serie Llandeiliano, y los primeros niveles siliciclásticos de la Formación Sandia corresponderían a la transición Llandeiliano-Caradociano.

Por otro lado, en Bolivia, Gagnier (1996) menciona que a 70 km. al SO de Potosí y en Cochabamba, incluyendo en el área Yura-Titicaca la supersecuencia Tacsara compuesta por las formaciones Capinota (Llanvirniano), Anzaldo (Llandeiliano) y San Benito (Caradociano). Se correlaciona muy bien con las Formaciones Purumpata y Sandia; ésta última, es el equivalente de la Formación San Benito y la secuencia de límite estaría dada por la Formación Anzaldo. Esta unidad ha sido bien datada como Llandeiliano para la zona de Cochabamba, mientras que al SO de Potosí las unidades se engruesan y el Caradociano conforma la supersecuencia Tacsara indiferenciado.

En resumen, los niveles inferiores de la Formación Sandia estarían comprendidos en el lapso de tiempo Llandeiliano-Caradociano, correspondiendo a la secuencia de límite observada al norte de San José, Camarón y Masiapo. Los niveles superiores correspondientes a secuencias rítmicas y turbiditas observadas en el río Sina, Huancaluque y Río Lanza, corresponde a los niveles turbidíticos datados en Bolivia en el Caradociano superior, pudiendo corresponder a los niveles de la Formación Tokochi y Cancañiri inferior de Potosí y Cochabamba, respectivamente (Fig. 7 y 8).

Las condiciones sedimentarias de la Formación Sandia son características de un ambiente marino menos profundo observandose estructuras sedimentarias y "deslizamientos" en las secuencias superiores, con una alternancia rítmica de pelitas y areniscas. La Formación Purumpata pasa progresivamente a un incremento del grano hasta aumentar niveles finos de areniscas, y donde las limoarcillitas comienzan a evidenciar micas. Las braquiópodos se hacen presente (Nanorthis), así como las crinoideas que pueden considerarse de "habitat" somero arraigadas a la luz solar. La posterior progradación de barras de cuarcitas grises micáceos intercalados con pizarras grises oscuras dan la idea de acumulaciones en condiciones marinas. La presencia de ondulitas asimétricas y simétricas, la estratificación sesgada, lenticular y canales de corte y relleno podrian sugerir un ambiente marino litoral en base a que estas estructuras no presentan grandes dimensiones especialmente la estratificación sesgada. Varios trilobites, cephalopodos y braquiópodos encontrados en esta unidad (Río La Pampa-Huánuco, Rio Inambari) son considerados como el factor principal que regula su distribución y en condiciones a nivel de la interfase agua-sedimento, sugeriendo condiciones de sedimentación marinos. Seguidamente la acumulación de areniscas marinas en estratos gruesos intercalados con algunas pelitas, podría interpretarse como terrazas de baja mar (Shoreface superior) las que corrresponderian a la parte inferior de la Formación Sandia. Secuencialmente, la acumulación de areniscas interestratificada con lutitas gris oscuras en estratos medios y la abundancia de estructuras tipo SW se interpreta como los límites de las mareas alta y baja, llamado también foreshore ó estrán, cuyo proceso predominante es el batido del oleaje seleccionando muy bien el sedimento, con laminación paralela (Sh) de alta energía inclinada hacia el mar (Dabrio, G. et al., 1984). Suprayacen a éstas últimas, unas areniscas macizas con intercalaciones de lutitas oscuras, presentando facies predominantes tipo St y secundarias Sw, Sl y Sr, las que se interpretan como llanura deltaica indicando una progradación del frente deltaico. La última secuencia corresponde a bancos masivos de areniscas con niveles deslizados (Sd), y secuencias alternadas de areniscas y pelitas interpretandose como depósitos de turbiditas encontradas en Sina, Totora y Río Lanza (Fig.9). La alternancia rítmica de areniscas y pelitas paralelas y contínuas se observan tambien en la carretera del puente Nacureque a Sandia (ver Fotos N° 25 al 31). Después de esta última acumulación, sobrevienen facies de lutitas micáceas oscuras de mar abierto (Offshore) correspondientes a los primeros niveles de la Formación Ananea.

6. Formacion Ananea

Toma su nombre de la localidad de Ananea en el departamento de Puno donde Laubacher G., op cit 1978, la describe como una gruesa secuencia de pizarras y esquistos aflorantes a lo largo de la ruta entre Ananea a Cuyo Cuyo. Esta unidad sobreyace concordante sobre los niveles rítmicos de la Formación Sandia. En la región conforma los núcleos de los sinclinales a lo largo de los valles de Sandia y Tambopata. Consiste de esquistos gris oscuros afectados por una esquistosidad de flujo que en muchos casos impide observar la estratificación, estando plegada fuertemente en varios sectores. Sus niveles inferiores conservan láminas de areniscas finas en estructuras lenticulares. A partir de este punto, esta formación pierde paulatinamente su metamorfismo con dirección NE; es así que al norte de Camarón y Río Lanza, esta unidad presenta la apariencia de lutitas y limoarcillitas micáceas, conservando una incipiente esquistosidad y de bajo ángulo con respecto a la estratificación. Entre Sandia y Huancaluque se midió un flanco del sinclinal done aflora la Formación Ananea en dirección SO, reportando 550 m. aprox. de pizarras gris oscuras con fuerte inclinación al SO. A la fecha, el límite Silurico Devoniano no han sido evidenciado en la región de estudio. La falta (por erosión) o ausencia de restos fósiles ha dificultado la correlación con unidades bien datadas en Bolivia, donde la continuidad litológica, fauna característica; asociada, ha permitido su diferenciación en series e inclusive por pisos.

En nuestro territorio el Siluriano ha sido poco reconocido, ubicándose escasa fauna de macrofósiles y prácticamente nada de microfósiles. Esto ha traído como consecuencia no tener hasta la fecha un registro fósil característico, desde el Ordoviciano superior al Devóniano inferior. Se puede postular con algunas relaciones actuales sobre la posición relativa de las secuencias pelíticas que suprayacen al Ordoviciano superior. En primer lugar, la base esta constituida por un "nivel guía" llamado "Formación Zapla" hallado en Calca, Carcelpunco y Urubamba con una litología que corresponde a bancos de areniscas cuarzosas intercaladas con pizarras en la secuencia inferior y seguido de diamictitas, los que luego pasan a bancos de microconglomerados cuarzosos que tienen una matriz arenosa, intercalandose cuarcitas y pizarras; predominando éstas últimas, hacia el techo. Laubacher en 1974, menciona esta unidad en el Cañón de Carcelpunco, como un nivel cuarzoso detrítico gris verduzco de 120 a 150 m. de grosor, cuyo contenido de Histrochosferas y Chitinosferas lo atribuyeran a un depósito marino y Silúriano correlacionándolo con el Horizonte Cancañiri de Bolívia y Zapla de Argentina. En Bolivia, se le consideraba una edad Llandoveriana superior a Wenlockiana (Branisa et al., 1972) ó una edad pre-llandoveriana superior.

Estudios recientes, en Bolivia y Argentina se ha reportado la presencia de trilobites que, precisan esta edad en el Ashgiliano Díaz, E. (1996). Sin embargo, hay que recordar que esta unidad es de origen "resedimentado" con la presencia de fósiles que indican una edad Ashgiliana (Antelo, 1973; Rodrigo et al., 1977; Suárez, 1995 en Díaz, E. op cit), pero muy probablemente por su posición litoestratigráfica en el tiempo corresponde a un tiempo posterior. Es evidente que esta unidad se haya resedimentado durante el Llandoveriano con un reciclado de fósiles del Ordovíciano superior (Ashgiliano). Son comparables a las calizas fosilíferas de edad Wenlockiana intercaladas dentro de la Formación Cancañiri en la Cordillera de Tunari (Diaz E., op cit) y consideradas como diferentes eventos de resedimentación (Fig. 10). En el altiplano entre Lampa y Calapuja los primeros niveles de la Formación Chagrapi reportan fósiles del Llandoveriano inferior, lo cual indica que los niveles superiores de la Formación Calapuja son probablemente de edad Ashgiliana, si consideramos una continuidad homogénea de sus relaciones litológicas tenemos que la Formación Zapla no existe como niveles resedimentados o diamictitas, pero si se podría correlacionar con los niveles "Flysh" que se presentan en las secuencias inferiores de la Formación Chagrapi (antes Formación Calapuja superior), conformado por secuencias alternadas de areniscas y lutitas en una relación de 1:3 (Boucot et al, 1982).

Esto nuevamente da la idea de que la transición entre el Ordoviciano superior y el Siluriano inferior corresponden litológicamente a secuencias resedimentadas y turbiditas que abarcan desde Cuzco hasta Bolivia e inclusive Argentina. De acuerdo a los estudios de Sempere (1995) e Isaacson y Díaz (1985) (En Díaz E. op cit), el apilamiento tectónico en el frente de deformación es la causa probable para el aumento de la subsidencia, frente de alimentación y la inestabilidad tectónica que facilitarán la resedimentación, turbiditas y deslizamientos sinsedimentarios en la cuenca Boliviana-Peruana (Fig. 11). Esto trajo como consecuencia la formación de terrenos y relieves que originaron glaciaciones locales, de acuerdo a la latitud cercana al polo norte durante el Ordoviciano, ubicada en el Islandsis del Ordovíciano terminal en el Sahara (Aubouin J., 1981). Estas glaciaciones locales de latitud y no de altitud originaron sedimentos glaciares cercanos al margen occidental de la cuenca y desplazándose como deslizamientos, originaron secuencias resedimentadas de tillitas (10) en algunas áreas (Calca – Urubamba Carlotto et al 1996; – Pacaypata – Carcelpunco Laubacher 1978) donde hubo mayor incidencia glacial; y turbiditas y secuencias tipo "Flysh" en otros sectores como Sandia, Lampa y Calca.

(Para ver el gráfico faltante haga click en el menú superior "Bajar Trabajo")

A.- Formacion Iparo(Valle de sandia); B.- Formacion Purumpata (Valle de Huari-Huari); C.- Formacion Sandia(Nacientes del rio Tambopata); D.- Formacion Sandia(Valle del Tambopata); E.-Formacion Sandia(Valle de Sandia – Huancaluque); F.- Secuencia tabulares con estratificacion flaser – Formacion Sandia(Valle de Huari-Huari).

La Formación Ananea representa a secuencias pelíticas depositadas en un ambiente marino algo profundo. Sus primeros niveles pueden corresponder a sedimentos turbidíticos y flysh, consecuencia de la inestabilidad tectónica a finales del Ordoviciano. La región de estudio representaría la cuenca más profunda, mientras que en Lampa se interpreta como paleoambiente nerítico de plataforma en base a fósiles como los braquiópodos y conularias (Formación Chagrapi). Los niveles medios a superiores de la Formación Ananea no han sido estudiados en este trabajo.

7. Paleozoico Superior

Esta secuencia se encuentra bien expuesta a lo largo de la cordillera oriental del Sur del Perú, prolongándose a territorio Boliviano, litológicamente esta constituida hacia la base por la secuencia silicoclástica-pelítica del Grupo Ambo y las secuencia carbonatadas, samítico-carbonatadas de los Grupos Tarma-Copacabana y suparayaciendo discordantemente la secuencia volcano-sedimentaria (capas rojas) del Grupo Mitu.

8. Grupo Ambo

Nombre dado por Newell N., y otros (1949) a una secuencia samita-pelítica continental aflorante en los alrededores de Ambo – dpto. de Huánuco.

en el altiplano de la región sur, la unidad ha sido descrita por Klinck B. y Palacios O. Y otros (1991) en el cuadrángulo de puno; y por De La Cruz N. (1995) en el cuadrángulo de Azángaro.

Afloramientos del Grupo Ambo se encuentra localizados en el sector Oeste de la Laguna Cocaña Cocha y se prolongan hacia el Norte. La unidad genera una morfología moderada a abrupta, dependiendo de la estructura que esté formando.

RELACION PALEONTOLOGICA DEL GRUPO AMBO (Laubacher, 1978)

En base a su posición estratigráfica, ya que sobreyace a la Formación Ananea del Siluro-Devoniano e infrayace al Grupo Tarma del Carbonífero Superior; así como por la presencia de restos fósiles encontrados en esta unidad, se la puede considerar en edad como Carbonífero inferior (Mississipiano).

La secuencia carbonífera presentes en el área, se han depositado mayormente bajo ambientes continentales próximos a la línea de costa con un lento hundimiento del terreno y con pequeñas oscilaciones de mares transgresivos, favoreciendo el desarrollo de pantanos en los cuales se ha acumulado algo de material carbonoso.

9. Grupo Tarma

denominado así por Dumbar G. y Newell N. (1946) para referirse a una secuencia pelito-calcárea que aflora en el perú central. asimismo, Audebaud E. (1973) describe una secuencia arenisco-pelítico calcárea en el cuadrángulo de Sicuani que la atribuye al Grupo Tarma y parte inferior del Grupo Copacabana. Similarmente, Newell N. Y otros (1949), se refieren a una secuencia similar al norte de Muñani.

La unidad está conformada por una intercalación de areniscas, calizas y limoarcilitas, cuyas proporciones resultan ser variables según la aparente paleogeografía que tuvo durante su depositación

La parte media de la secuencia se tiene una intercalación de areniscas, calizas, limoarcilitas abigarradas, en capas delgadas. Las areniscas son de grano fino y cemento calcáreo, con algunas estructuras sedimentarias como flaser bedding, ripples y otros niveles con laminación horizontal paralela.

Al tope se tiene una secuencia más continua una intercalación de areniscas feldespáticas de color gris verduzco, en capas tabulares de grano medio con areniscas calcáreas, calizas y algunos niveles con nódulos de chert, las areniscas presentan niveles con estratificación sesgada de mediana y pequeña escala.

Esta litofacies comúnmente observadas en la unidad, son interpretadas por Audebaud E. (1973), en Pitumarca como evidencias de zonas positivas o muy someras y de morfología suave las que existieron durante la depositación de la unidad.

El Grupo Tarma en el área de estudio presenta un grosor de 500 m. y descansa en aparente concordancia sobre el Grupo Ambo. De otro lado, su límite superior con el Grupo Copacabana es concordante, con un cambio litológico bien marcado, donde terminan las areniscas y comienza una sucesión neta de calizas que corresponden a la unidad superior.

En el cerro Sombreruni se han encontrado algunas especies, como; Neospirifer cameratus (MORTON), Neospirifer sp, Linoproductus cora (D’ORBIGNY), Kochiproductus cf K peruvianus (D’ORBIGNY), Composita sp, Crurithyris sp, Lophophyllidium sp, Spiriferella sp, Syringothyris sp, Buxtonia sp, Kozlowskia sp, Lissochonetes sp, Kiangsiellampinguis CHRONIC, que son característicos del Carbonífero superior.

Las características sedimentarias nos indican un ambiente sedimentario que corresponde a una llanura tidal con barras y lagunas. Por otro lado también las estructuras de la parte superior nos indican un ambiente de sedimentación que corresponde al frente de playa.

PALEONTOLOGICA DEL GRUPO TARMA

10. Grupo Copacabana

Douglas J. (1920), describe por primera vez una secuencia calcáreo-pelítica en la península de copacabana en el lago titicaca, bolivia. más adelante en 1936 Cabrera La Rosa & Petersen G. designa a ésta secuencia como formación copacabana, la misma que es elevada a la categoría de grupo por Dumbar & Newell N. (1946). más adelante Newell n., Chronic j. y Roberts T (1949), establecen cuatro zonas de fusulínidos en la unidad: zona de Silvaseptopora, zona de Triticites opimus, zona de Pseudoschwagerina uddeni y zona de Parafusulina.

Audebaud e. (1973) ha cartografiado esta unidad en los cuadrángulos de sicuani y ocongate. por su parte, Laubacher g. (1978) menciona su presencia en los cuadrángulos de macusani y parte de nuñoa.

En el área de estudio se tiene a esta secuencia bien representada en el C° Yana Orjo, C° Chuntajatahui y C° Morado. En todos los casos, los afloramientos no son muy extensos, perdiéndose lateralmente por erosión.

Su expresión morfológica es característica y generalmente abrupta, dado que genera grandes escarpas verticales en los que destacan nítidamente sus planos de estratificación. Estos afloramientos resultan fácilmente distinguibles a la distancia, debido al color blanquecino que presentan sus rocas componentes en superficie alterada. Estas características sumadas a su estratificación marcada facilitan su identificación.

(Para ver el gráfico faltante haga click en el menú superior "Bajar Trabajo")

G.- Formación Ananea(Limbani); H.- Grupo Ambo (Limbani); I.- Grupos Copacabana y Mitu(NE de Crucero); J.- Secuencia estratigráfica del paleozoico superior – Gpos Ambo, Tarma y Copacabana(laguna Cocañacocha – Limbani)

En general, el Grupo Copacabana tiene un grosor de 500 m. y está conformado por calizas micríticas, espáticas, caliza arenosa y limoarcilitas calcáreas, predominantemente se presentan en capas gruesas.El Grupo Copacabana suprayace concordantemente al Grupo Tarma, habiéndose colocado el contacto donde terminan las areniscas y comienza una sucesión enteramente calcárea, infrayace en algunas partes en discordancia angular suave y en otras en concordancia a las areniscas rojas y volcanitas del Grupo Mitu.

Las muestras paleontológicas recolectadas reportan la presencia de Neospirifer cameratus (MORTON), Kiangsiella pinguis CHRONIC, Dictyoclostus inca (D’ORBIGNY), Neospirifer condor (D’ORBIGNY), Stereochia inca (D’ORBIGNY), Omphalotrochus sp, Linoproductus cf. L. cora (D’ORBIGNY), Linoproductus sp., se tiene entre otros, que indican una edad correspondiente al Pérmiano inferior.

Basados en los trabajos paleontológicos de Newell N., Chronic J. y Robert T. (1949), establecen cuatro zonas de fusulínidos en la unidad: zona de Silvaseptopora, zona de Triticites opimus, zona de Pseudoschwagerina uddeni y zona de Parafusulina.así como en las especies reportadas en este trabajo, se puede mencionar que la edad del Grupo Copacabana es del Pérmiano inferior. Muestras paleontológicas recolectadas han sido estudiadas por el INGEMMET en Limbani.

RELACION PALEONTOLOGICA

11. Grupo Mitu

el nombre fue introducido por Mc Laughlin d. (1924) para referirse a una secuencia de areniscas rojas permianas expuestas en el perú central.

en el sur del país, el grupo mitu tiene una gran extensión y desarrollo, sobre todo a lo largo del frente so de la cordillera oriental. Audebaud E. (1973) la describe en los cuadrángulos de sicuani, ocongate, macusani, nuñoa así como Laubacher G. (1978).

se han reconocido dos tipos de litofacies en la secuencia: una principalmente clástica y la otra mayoritariamente volcánica. las volcanitas se van a encontrar indistintamente intercaladas con las areniscas (Newell n., et al, 1949; Audebaud E., 1973; Laubacher G., 1978; Marocco R., 1978, entre otros). en el área de estudio el grupo mitu se encuentra restringida hacia el so, aflorando básicamente litofacies volcánicas que están constituidas por lavas andesíticas de textura porfirítica, de naturaleza plagiofírica, con una pasta micro a criptocristalina conteniendo una cantidad menor de feldespatos potásico, cuarzo, piroxenos y anfíboles. se intercalan algunas brechas con litoclastos volcánicos. además, se encuentran areniscas arcósicas de grano fino, color rojo brunáceo en capas de 60 cm. o más.

según Kontak d. (1985), las vulcanitas del grupo mitu deben ser divididas de acuerdo a criterios mineralógicos y químicos en alcalinos, peralcalinos y shoshoníticos.

el vulcanismo del grupo mitu pertenece al magmatismo del arco interno fue episódico y periódicamente con un dominio de la fuente de la corteza. según este mismo autor, el vulcanismo pudo haber estado ligeramente relacionado a los procesos de subducción.

son muy comunes las intercalaciones de areniscas arcósicas conglomerádicas que contienen elementos volcánicos, poniendo en evidencia la coetaneidad entre el vulcanismo y la depositación del material clástico.

el grosor de la secuencia es estimada en 500 m., correspondiendo las mayores dimensiones al norte del área (abra de usicayos).

el grupo mitu suprayace en discordancia erosional a las calizas del grupo copacabana. no se han encontrado fósiles en los estratos de la unidad, pero basado en sus relaciones estratigráficas post-leonardino y pre-cretáceo, su edad estaría entre el permiano superior y el triásico inferior. a su vez, según Kontak D. (op.cit), las lavas del grupo mitu de la cordillera oriental tienen un rango de edad rb-sr entre 270 a 210 m.a.; mientras que Mc Bride et al (1983) obtienen edad k-ar de 280 y 245 m.a. para las volcanitas equivalentes del no de bolivia.

de otro lado, en el altiplano, Klinck B., Palacios O. et al (1991), obtienen una edad k-ar de 272 ± 10 m.a. para una volcanita del grupo iscay (equivalente a la parte superior volcánica del gpo. mitu). según esto, éstas rocas tendrían un rango de edad comprendido entre el permiano superior y el triásico inferior, siendo por tanto, ambos rangos de edades bastante compatibles.

12. Referencias Bibliograficas

Aceñolaza, F (1980): "El Sistema Ordovícico en Sudamérica. Acta Geológica Lilloana, Volumen VXI.

Astini, R; Waisfeld, B (1995): Estructuras de corte y relleno en secuencias de plataforma; Su significado Paleoecológico y Tafónomico (Ordovicico de la Cordillera Oriental Argentina). Ameghiniana, Vol. 32, N° 1.

Aubauin, j. Brousse, r. Lehman, J.P. (1981): "Tratado de Geología – Paleontología Estratigráfica". Tomo II, Editorial Omega.

Audebaud E et al. (1973): "El Metamorfismo de contacto de baja presión en Los Andes Orientales del Perú". S.G.M., Boletin N° 3 – Serie D.

Boucot, W; Laubacher, G; Gray, J (1982): Additions to Silurian Stratigraphy, Lithofacies, Biogeografia and Paleontology of Bolivia and Sothern Perú. Journal of Paleontology, Vol. 56, N° 5

Branisa, L; Chamot, G; Berry, W.B.N; Boucot, A.J (1972).- Silurian of Bolivia in: Correlation of the South American Silurian rocks. Geology Society American., Special Paper, 133.

Bulman, O.M.B (1931): South American Graptolites with special reference to the Nordeskjoldi colection. Arkiv. For Zool, Kon, Svenska, Vetenskapakad, 11

Cabrera La Rosa; Petersen, G (1936): Reconocimiento geológico de los yacimientos petrolíferos del departamento de Puno. Bol. Cuerpo de Ingenieros de Minas, Perú 115. Lima

Carlotto, V (1996): Geología de los cuadrángulos de Calca y Urubamba.INGEMMET, Boletin N° 65, Serie A.

Dabrio, g; diaz, m; anadon, p (1984): sedimentación fluvial, lacustre, costas siliciclásticas, deltas y mares someros. División de geología del i.g.m.e.ciclo de seminarios de sedimentología, vol. 1.madrid–españa.

De la cruz, n. (1996): geología de los cuadrángulos de sandia , ingemmet, boletín no. 82 – serie a.

Diaz martinez e. (1996):"simposio sud-americano do siluro-devoniano, estratigrafía e paleontología. Ponta grossa – parana, del 21 al 26 julio de 1996.

Douglas, j (1920): geological section throug the andes of perú and bolivia; ii from the port of mollendo to the inambari, river quart. Journal of geology. Geology society of london. Vol. 76.

Dumbar, c.d; newell, n (1946): marine early permian of the central andes and its fusulines forms.american journal sciencies n° 244

Gagnier p. Y et al (1996): "new paleontological and geological data on the ordovician and silurian of bolivia". Journal of south american earth sciences, vol. 9 – n° 516, pp. 329-347.

Harrington, h; leanza, a (1943): paleontología del paleozoico inferior de la argentina, faunas del cámbrico medio de san juan. Argentina museo de la plata, revista de paleontología, vol. 2, n° 11

Klink, b., Palacios, o (1991): geología de la cordillera occidental y altiplano al oeste del lago titicaca, sur del perú. Ingemmet, boletin n° 42, serie a.

Kontak, d (1985): the rift – associated permo- triasic magtmatism of the eastern cordillera; a precursor to the andean orogeny. Magmatism at a plate edge; the peruvian andes. New york.

Laubacher g. (1978): "estudio geológico de la región norte del lago titicaca". Instituto de geología y minería, estudios especiales n° 5 – serie d.

Laubacher g. (1974): "Le Paleozoique inferieur de la Cordillere Orientale du Sud-Est du Peróu". En: Cah. ORSTOM, Serv. Geol. Vol. VI – N° 1, pp. 29-40.

Marocco, R (1978): Estudio geológico de la Cordillera de Vilcabamba. INGEMMET, Boletin N° 4, Serie A.

Mc Bride, S (1983): Magmatic and metallogenetic episodes in the Northern tin belt, Cordillera Real Bolivia. Geologische Rundeschau, Vol. 72, N° 2.

Mc Laughlin, D (1924): Geologie von Perú, Economic Geology, Vol. 24, N° 6

Monge, R et al (1997): Geología de los cuadrángulos de Esquena, Santa Barbara y Azata. INGEMMET, Boletin N° 91, serie A.

Newell, n. Chronic j. Y roberts T (1949): Geology of the Lake Titicaca region Perú and Bolivia, Boulder Colorado. Society Geological of America.

Sanchez T. et al (1996): "Variaciones faunísticas en el techo de la Formación San Juan (Ordovícico Temprano, Pre-Cordillera Argentina) – Significado Paleoambiental".

13. Conclusiones

*El Paleozoico inferior en la región de estudio esta conformado por El Grupo San José, las Formaciones Sandia, Zapla y Ananea; El paleozoico superior por los Grupos Ambo Tarma, Copacabana y Mitu.

*El Grupo San José es la unidad mas antigua del ordoviciano en territorio peruano. Se correlaciona litoestratigráficamente con la Formación Independencia de Bolivia y en tiempo con las Formaciones Acoite, La Silla y San Juan de Argentina.

*La Formación Sandia es equivalente a la Formación Calapuja del altiplano; y las areniscas aflorantes en Cuzco y Huánuco.

*La Formacion Ananea es el equivalente a las Formaciones Cancañiri?, Llallagua, Uncia y Catavi (Siluriano) formaciones Vila Vila, Belén, Sica Sica y Culpacucho (Devoniano), aflorantes en el altiplano boliviano.

*El Grupo Ambo es sinónimo al Oeste de Bolivia y compuesta por las formaciones: Cumaná, Kasa y Siripaca.

*Los grupos Tarma y Copacabana tienen sus equivalentes en Bolivia en las formaciones Yaurichambi y Copacabana respectivamente.

*El Grupo Mitu como Formación Chutani

14. Resumen

La región estudiada está enmarcada en la Cordillera Oriental del sur peruano (Fig.1), y en ella el estudio litoestratigráfico ha permitido diferenciar unidades que van desde el Ordoviciano, Siluro – Devoniano Carbonífero y Permiano, haciendo posible establecer correlaciones laterales con Bolivia y Argentina (Fig.2).

El Paleozoico inferior agrupa las siguientes unidades;

Grupo San José, conformada por pizarras gris oscuras con abundante fauna fósil de graptolites que indicaban al piso Llanvirniano.

Formación Sandia, conformada por areniscas de tonalidades pardas, intercalados con pizarras gris oscuras sin evidencias de fósiles atribuido al Caradociano en base a relaciones estratigráficas.

Formación Zapla, Siluro-Devoniano; conformada por tillitas gris oscuras.

El Paleozoico superior agrupa las siguientes unidades:

Formación Ananea, Siluro-Devoniano; Lutitas y cuarcitas grises, generalmente no fosilíferas, grosor:>2500 m

Grupo Ambo, Carbonífero inferior; Areniscas con lutitas negras, grosor aproximado: 900 m.

Grupos Tarma-Copacabana, Pérmiano inferior; Calizas y lutitas oscuras, grosor aproximado: 2000 m.

Grupo Mitu, Pérmiano superior; Areniscas Rojas, conglomerados, grosor aproximado: 4000 m.

Autor:

William Martinez Valladares(1), Robert Monge Miguel. (1)

Ingemmet, Av. Canadá 1470 – San Borja, Lima – Perú