Geología - Cuadrangulo de Barranca %2822h%29%2C Ambar %2822i%29%2C Oyón %2822j%29%2C Huacho...

8/20/2019 Geología - Cuadrangulo de Barranca %2822h%29%2C Ambar %2822i%29%2C Oyón %2822j%29%2C Huacho %2…

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RESUMEN.............................................................................................................................1

Capítulo I ...............................................................................................................................3

INTRODUCION.................................................................................................................... 3Situación ........................................................................................................................ 3Base Topográfica ...........................................................................................................4Trabajos Previos ............................................................................................................4Acceso ..........................................................................................................................4Agradecimientos ............................................................................................................5

Capítulo II .............................................................................................................................7

GEOGRAFIA .........................................................................................................................7Clima y Vegetación .........................................................................................................7

Capítulo III............................................................................................................................9

GEOMORFOLOGIA .............................................................................................................9Etapas de erosión...........................................................................................................9Drenaje........................................................................................................................12

Capítulo IV ..........................................................................................................................13

ESTRATIGRAFIA ................................................................................................................13Zona Costanera ...........................................................................................................16

Formación Goyllarisquisga .................................................................................. 16Formación Casma...............................................................................................17

Zona de los volcánicos de la Sierra ...............................................................................19Volcánico Calipuy ............................................................................................... 19

Zona de la cuenca del Cretáceo....................................................................................21Formación Oyón.................................................................................................21Formación Chimú ............................................................................................... 21Formación Santa................................................................................................22Formación Carhuaz.............................................................................................23Formación Farrat ................................................................................................23



Formación Pariahuanca ....................................................................................... 24

Formación Chulec...............................................................................................24Formación Pariatambo........................................................................................24Formación Jumasha ............................................................................................ 25Volcánico Calipuy ............................................................................................... 26

Zona del Bloque Cretáceo............................................................................................ 26Formación Goyllarisquizga .................................................................................. 26Formación Chulec...............................................................................................27Formación Pariatambo........................................................................................27Formación Jumasha ............................................................................................ 27Formación Celendín............................................................................................ 27

Formación Casapalca .........................................................................................28Volcánico Calipuy ............................................................................................... 29Depósitos morrénicos .........................................................................................29Flujos de Barro...................................................................................................30Depósitos aluviales.............................................................................................. 30

Depósitos aluviales de Río ......................................................................... 31Depósitos aluviales de Quebrada ...............................................................31

Depósitos eólicos................................................................................................31

Capítulo V ...........................................................................................................................33

ROCAS INTRUSIVAS ........................................................................................................33

Rocas Básicas..............................................................................................................34Gabro occidental ..........................................................................................................35

Gabro oriental.....................................................................................................38Remanentes de gabro..........................................................................................39Meladioritas........................................................................................................ 40Dioritas botíticas ................................................................................................. 41Dioritas intermedias............................................................................................. 43Dioritas marginales a la tonalita San Rosa ............................................................ 44Dioritas marginales a la tonalita Purmacana .......................................................... 44

Complejo de Santa Rosa ..............................................................................................46

Diorita ................................................................................................................48Tonalita...............................................................................................................48Adamelita de Pampa Ihuanca ..............................................................................52Adamelita El Carmen .......................................................................................... 53Monzodiorita ......................................................................................................53Adamelita Humaya.............................................................................................. 55

Complejo de Paccho....................................................................................................56Complejo del Paraíso ...................................................................................................60



Complejo de Cayan .....................................................................................................63

Complejo de Pacaybamba ...........................................................................................63Complejo de La Mina - La Hoyada..............................................................................64Complejo de Cerro Muerto ..........................................................................................68Complejo de Purmacana .............................................................................................. 70Granodiorita de Jecuán.................................................................................................74Granodiorita de Aynaca ................................................................................................76Pórfido cuarcífero y cuarzo - Norte de Paramonga .......................................................77Stock de Acos y del Este de Acos ...............................................................................78

a.- El stock de Acos ..........................................................................................79b.- El stock ubicado al Este es Acos ...................................................................79

Pórfido cuarcífero de Huampon ....................................................................................80Tonalita de Ambar........................................................................................................81Stocks de Churín Bajo, Churín Alto y Andajes ............................................................82

Pórfido de plagioclasa de Gorgor ........................................................................ 84Intrusión de la Mina Raura ............................................................................................ 84Stock de Ishcay Cruz ...................................................................................................85Stock del Cerro Gitano ...............................................................................................86Stock de Uchcumachay................................................................................................87Stock intrusivo de Chungar ...........................................................................................87Adamelita de Lumbre ...................................................................................................88Adamelita de Lachay....................................................................................................89

Complejo del río Supe - río Huaura ..............................................................................90Adamelita de Puscao....................................................................................................91

Facies de Puscao ......................................................................................92Facies Tumaray .........................................................................................94

Adamelita de San Jerónimo .................................................................................94Facies San Jerónimo..................................................................................95Facies porfirítica ........................................................................................95Facies Andahuasi ......................................................................................96

Adamelita de Sayán ............................................................................................ 96Adamelita de Cañas ............................................................................................ 97

Adamelitas del lado oriental del Batolito........................................................................ 98Adamelita de Vilca.............................................................................................. 99Adamelita de Pativilca .......................................................................................100

Complejos centrados (centred complexes)..................................................................101Complejo centrado de la quebrada Paros (centres complex) .............................. 101Complejo central del río Huaura (centred complex) ........................................... 102Complejo centrado del río Chancay (centred complex) ...................................... 104

Sumario de la Petrología .............................................................................................105



El gabro y las dioritas........................................................................................107

Las Tonalitas.....................................................................................................107Las Adamelitas .................................................................................................109Origen ..............................................................................................................109

Capítulo VI ........................................................................................................................ 115

GEOLOGIA ESTRUCTURAL ........................................................................................... 115Zona relativamente no deformada ............................................................................... 115Zona de los volcánicos plegados ................................................................................. 117Zona sedimentaria con pliegues y sobreescurrimientos ................................................. 118Zona de fallamiento en bloques ................................................................................... 125

Estructura y emplazamiento del Batolito ...................................................................... 130Modo de emplazamiento y el problema del espacio ........................................... 131Discusión del perfil regional ............................................................................... 133Fallas................................................................................................................ 136

Capítulo VIII ..................................................................................................................... 141

GEOLOGIA ECONOMICA..............................................................................................141Minerales metálicos ....................................................................................................141

Zonas de alteración...........................................................................................141Depósitos de vetas............................................................................................142Prospectos Mineros..........................................................................................143

Vanadio ............................................................................................................144Minerales no metálicos ............................................................................................... 145

Carbón.............................................................................................................145Yeso.................................................................................................................145Sal....................................................................................................................146

APENDICE A .................................................................................................................... 147Estructuras .................................................................................................................148

APENDICE B ....................................................................................................................153Cuadrángulo de Ambar .............................................................................................. 153Cuadrángulo de Canta ................................................................................................153

Cuadrángulos de Oyón y Canta .................................................................................153Los stocks intrusivos ..................................................................................................158

Uchcumachay ...................................................................................................158Casacocha........................................................................................................158Condormayllacuran...........................................................................................158Challhuacocha ..................................................................................................159Chungar............................................................................................................159

BIBLIOGRAFIA ................................................................................................................163



El presente trabajo se llevó a cabo dentro de un programa de cooperación técnicaacordado entre el ex Ministerio de Fomento y O. P. del Perú y el Ministerio de Desarrollo de

Ultramar de Gran Bretaña. El Servicio de Geología y Minería decidió hacer el estudio geológicodel área a pedido de la Organización para la Alimentación y Agricultura (FAO) de las Nacio-nes Unidas, quienes solicitaron su cooperación en el estudio de la Cuenca de drenaje del ríoHuaura. El objeto del proyecto fue estudiar la situación total de la cuenca, tanto física comohumana, con el fin de aumentar el área de tierras cultivables en la parte baja del valle y deemplear los recursos acuíferos para fines hidroeléctricos.

Los gastos de campo para el trabajo geológico fueron sufragados por el ProyectoHuaura y el Servicio de Geología y Minería.

Al mismo tiempo y en forma independiente, el Profesor Pitcher de la Universidad deLiverpool, Inglaterra, inició el estudio de las rocas graníticas del batolito de la Costa. En lapráctica, la colaboración entre el Profesor Pitcher y los autores, ha sido muy estrecha en elmapeo de las rocas graníticas. El Profesor Pitcher ha mapeado una faja de 15 kms. de anchoa través del batolito granítico a lo largo del valle del río Huaura, y también ha visto y comen-tado la mayor parte del batolito mapeado por los autores.

El trabajo de campo se llevó a cabo principalmente durante 1966 y 1967, empleán-dose 164 días. Durante el año 1968 se empleó alrededor de 18 días en comprobar puntosde detalle, de los cuales una semana fue en compañía del Profesor Pitcher.

El área está situada entre 10° 30’ y 11° 30’ de latitud Sur y 76° 30’ y 78° 00’ delongitud Oeste, e incluye los cuadrángulos de Barranca, Ambar, Oyón, Huacho, Huaral yCanta (Fig. 1). Además se ha mapeado una faja de los cuadrángulos orientales adyacentesde Pasco y Ondores, a los cuales ocasionalmente se hará referencia en el informe. El áreatotal es de 14,000 Km2, aproximadamente.



Los mapas topográficos a la escala 1:100,000 fueron preparados por el InstitutoGeográfico Militar mientas se avanzaba el trabajo de campo, concluyéndose estos a fines de

1968. Ellos fueron hechos por métodos fotogramétricos y con la misma serie de fotografíasaéreas usadas para la interpretación fotogeológica y trabajos de campo.

La parte oriental de los cuadrángulos de Oyón y Canta ha sido descrita anteriormen-te en dos publicaciones de Harrison (1956 y 1960) y otra de Wilson (1963).

La carretera Panamericana atraviesa longitudinalmente la totalidad de la costa y esuna vía asfaltada. El acceso hacia el interior se logra mediante carreteras a lo largo de losvalles principales, y ellas están comúnmente asfaltadas en dos kilómetros iniciales. Los prin-cipales valles de acceso, de Sur a Norte, son: el Chillón, el Chancay, el Huaura, el Supe, elPativilca y el Fortaleza.

La carretera del Chillón se inicia en la Panamericana al Norte de Lima en el pueblo deComas. Entre el cuadrángulo de Canta y después de pasar por la localidad homónima, cruza



la Divisoria Continental en el Paso de la Viuda, de donde una red de carreteras cubre el

Altiplano hasta la zona de Yanahuanca (esquina NE del cuadrángulo de Oyón).

Cerca a dicho Paso de la Viuda, uno puede volver a cruzar la Divisoria Continentalentre las minas de Alpamarca y Santander para luego descender a la Costa por la vía delValle Chancay a través de Baños, Acos y Huaral.

Más al norte, la carretera del valle Huaura pasa por los pueblos de Sayán, Churín yOyón, llegando a la mina Huaura, al otro lado de la Divisoria Continental, donde termina lavía. Sin embargo, hay carreteras auxiliares que conducen a las partes altas de los vallestributarios, así por ejemplo, las que van de Sayán por el río Chico a Huaycho por el ríoChacras a Chiuchín, Picoy, Parquín y de Oyón a Uchucchagua y Cochaquilla.

Existe una carretera que conecta los valles de los ríos Huaura y Supe, desde dondese puede continuar a Ambar y por un valle lateral a Aynaca.

La carretera del valle Pativilca conduce a Cajatambo que está fuera del área delpresente estudio, y la del valle Fortaleza es el principal acceso a Huaraz y el Callejón deHuaylas.

Además de estas carreteras, las partes bajas de las quebradas secas de la Costapermiten el tránsito de vehículos motorizados, y en las partes altas de la Sierra existen sende-ros y caminos de herradura que conectan diferentes pueblos.

En resumen, la accesibilidad por carretera es buena, aunque todavía quedan grandesáreas donde el único modo de llegar es mediante acémilas o a pie. Los lugares de más difícilacceso están en las partes desérticas de la Costa y en las cabeceras de las quebradas subsi-diarias más allá de los puntos hasta donde se puede llegar en camioneta y el agua y forrajefalten o sean escasos.

Agradezco a los Gerentes del Proyecto Huaura, Ings. B. Goodier y Carlos Giraldo;a los diferentes expertos y ejecutivos peruanos del mismo proyecto, y en particular alHidrogeólogo, Ing° C. Farrel.

Igualmente, agradezco al Ing° Eleodoro Bellido Bravo y a los colegas peruanos,franceses e ingleses del Servicio de Geología y Minería. El Ing° Julio Garayar fue mi compa-ñero y asistente en el campo. Los señores Justo Morales y Manuel Valencia manejaron lacamioneta Land Rover en distintas oportunidades, compartiendo con nosotros las penurias yplaceres del trabajo de campo.



El área mapeada comprende parte del Litoral, Cordillera Occidental y parte del Al-

tiplano. El Altiplano es una planicie elevada de relieve moderado que tiene una altitud prome-dio de 4,200 m. y que está localizado en la parte oriental del cuadrángulo de Oyón y en laregión nororiental del cuadrángulo de Canta. La Cordillera Occidental y el Litoral ocupantodo el resto del área estudiada.

La Divisoria Continental está generalmente representada por una cordillera angosta yabrupta de 5,0000 a 5,200 m.s.n.m., al Este de la cual el área es verdaderamente una planiciedisectada cuyos picos alcanzan comúnmente los 5,000 m. de altitud.

Hasta los 30-60 kms. al Oeste de la Divisoria Continental, se presentan picos altoscon cimas concordantes, pero más hacia el Oeste estos picos van perdiendo rápidamente

altitud hasta llegar al mar. En las partes más bajas de las quebradas, existen amplias exten-siones de depósitos aluviales que son importantes para la agricultura. Los conos aluviales delas quebradas adyacentes están generalmente separados por barreras de roca in situ, perocomo ambos están muy a menudo cubiertos por potentes depósitos eólicos, la faja costaneraen su totalidad tiende a presentar un aspecto más o menos uniforme.

Los ríos tienen cursos cortos y bajan desde la Divisoria Continental hasta el mar enforma casi perpendicular a la línea de Costa. La excepción es el río Checras, importantetributario del río Huaura, que por largas distancias corre en dirección Noroeste.

El área costera en general es desértica. Más o menos a 30 kms. de la Costa apare-cen ciertas áreas cubiertas con cactus, desarrollándose un suelo residual en las pendientesmoderadas.

En la Sierra, arriba de los 2,000 m. hay una vegetación que se va haciendo másabundante con la altura hasta los 4,800 m. de altitud a partir de la cual generalmente ya no hay



vegetación, apareciendo finalmente la línea de nieve alrededor de los 5,000 metros.

En el Altiplano, la vegetación está representada por un pasto corto y espeso, y fre-cuentemente hay una cubierta de turba delgada pero ampliamente desarrollada.

La estación lluviosa es entre Octubre y Abril aunque la mayor parte de las precipita-ciones anuales caen entre Enero y Marzo.

El origen de las lluvias son las corrientes del aire humedo que viene del Atlántico,precipitando su contenido sobre las partes altas de la Cordillera Occidental sin llegar nunca ala zona costera.

En la costa, entre los meses de Junio y Diciembre, una capa de nubes bajas con sulímite inferior a más o menos 300 metros da lugar, casi constantemente, a una llovizna fina.Esta llovizna en determinados lugares humedece la superficie lo suficiente como para permitirel crecimiento de pastos, en cantidades tales que pueden servir de alimento al ganado poralgunas semanas durante el año. El límite de esta vegetación temporal se puede ver clara-mente que está a una altura de 300 metros más o menos, siendo uno de los ejemplos el de laslomas de Lachay donde suelo presentarse bien desarrollada.



El rasgo geomorfológico más importante del área es la Superficie Puna. (Fig. 2).Esta superficie de erosión, esencialmente es una penillanura que debe haberse formado anivel del mar o a una pequeña altura sobre dicho nivel, encontrándose ahora a una altitud queoscila entre los 4,200 a 5,000 metros. En consecuencia, podemos decir que los Andes sehan elevado alrededor de 5,000 metros desde el Mioceno, época en la cual se consideraque se formó dicha Superficie Puna.

En el área mapeada, dentro de la Superficie Puna se distinguen fácilmente dos bloquesprincipales, uno occidental y otro oriental correspondientes a la Cordillera Occidental y al Alti-plano, respectivamente. Tanto la altitud como el relieve local son mayores en el bloque occi-

dental, a lo largo de una línea que corresponde aproximadamente a la Divisoria Continental,donde comúnmente alcanzan los 5,100 a 5,300 metros contrastando con las que se hallaninmediatamente al Este, donde fluctúan entre los 4,600 y 4,900 metros. De esta manera, encierto sentido, se puede decir que los dos bloques están separados por una escarpa de falla quecorre a lo largo de la Divisoria mencionada.

La glaciación pleistocena ha modificado notablemente la Superficie Puna; pero, deun modo general se considera que el bloque occidental fue un lugar de erosión, mientras queel oriental fue de depósito.

En el bloque oriental las formaciones más resistentes constituyen terrenos elevados

con alturas similares o ligeramente menores que los picos del bloque occidental; mientras quelas otras formaciones, tales como las “Capas rojas”, forman una extensa planicie de alturauniforme. Es esta planicie la cual generalmente se denomina Altiplano y dentro del áreaestudiada, corresponde casi completamente al afloramiento de las Capas rojas.

Aunque altamente disectado, el bloque occidental mantiene una gran uniformidad enla altura de sus cimas, dentro de un plano inclinado, no habiendo indicaciones de que estodesaparezca hacia el Oeste.



La superficie Puna se ha formado al final del Mioceno en una variedad de rocas,consistentes principalmente de sedimentos cretáceos y volcánicos terciarios. Es más difícilreconocerla en los primeros (el único indicio es la concordancia de las cimas) que en lossegundos, porque en estos se presenta con mayor claridad, tal es el caso de la prolongación

de la superficie que se encuentra inmediatamente al Noroeste de Churín.

En lugares como el indicado, se observa que la superficie de erosión queda más omenos entre 4,600 y 4,700 metros, con cimas niveladas a más o menos 5,000 metros. Sesupone que estas sean vestigios de una superficie de erosión pre-Puna y que la SuperficiePuna, al momento de su elevación, era una amplia peniplanicie con colinas de 200 a 300metros de altura, esparcidas regularmente.

En la parte occidental del área, la Superficie Puna está mucho más afectada por laetapa de erosión “CAÑON”, es decir, por el actual ciclo de erosión, siendo cortada por

quebradas de laderas abruptas que en los ríos principales tienen 2,000 metros o más.Entre la etapa de erosión “Cañón”, y la Superficie Puna, existe otra superficie que

corresponde a la etapa de erosión “Valle” (Fig. 3), la cual está labrada en la Superficie Punay a su vez ha sido afectada por la etapa de erosión “Cañón”. Esta superficie está constituidapor terrenos de relieve bajo a moderado que se van haciendo más abruptos a medida que seaproximan a la Superficie Puna y en sentido longitudinal poseen una pendiente regularmentehacia el Oeste, reflejada por las gradientes de los ríos actuales, pero en una forma másextrema.



La mayor ocurrencia de la etapa Valle se presenta a lo largo de la divisoria entre el ríoChancay y el río Huaura, formando en toda esta área una superficie con un relieve localmoderado, que desciende desde más o menos los 3,700 metros en la parte oriental hasta los1,000 metros en la occidental. Asimismo, otra área extensa que muestra rasgos similares sepuede observar en la divisoria de los ríos Supe y Pativilca.

Anteriormente, otros autores, como Wilson (1967) por ejemplo, han descrito a laetapa Valle como un ciclo de erosión juvenil a maduro, formado en la Superficie Puna. Esta

conclusión ha sido confirmada con la observación, aparentemente contradictoria, de que encierto modo esta etapa de erosión forma superficies inclinadas que descienden aproximada-mente 3,000 metros en una distancia de 40 kilómetros. En este sentido contrasta con laSuperficie Puna, que tiene un desnivel de quizá 200 metros en una distancia similar.

Como se muestra en el perfil de la Fig. 3, la inclinación de las superficies aludidas noes constante, observándose que son empinadas en la sección superior, suaves en la parteintermedia y empinadas nuevamente en la zona más baja. Las gradientes de las tres seccio-nes son 1:6, 1:25, 1:14 respectivamente.

Es interesante observar que las superficies de la sección intermedia (1:25), son simi-lares a las gradientes actuales de los ríos más importantes tales como e Huaura y el Chancay.

El principal punto de interés en la historia geomorfológica del área es que ésta mues-tra tanto la forma como la magnitud con la cual los Andes se convirtieron en una cadenamontañosa. Está claro que la forma fue de levantamiento, probablemente por fallas limítrofesa lo largo de ambos lados del bloque montañoso. La magnitud del levantamiento, desde quese formó la Superficie Puna, es aproximadamente de 4,500 - 5,000 mts.



La Superficie Puna fue entonces levantada desde casi el nivel del mar hasta una altura

de alrededor de 5,000 mts., llevándose a cabo este levantamiento en dos fases señaladaspor las erosiones Valle y Cañón. El grado de elevación de cada una de ellas no es claro, sinembargo, parece probable que la mayor elevación estuvo más asociada con la etapa Cañónque con la etapa Valle. Si estimamos 2,000 metros para la etapa Valle y 3,000 metros parala etapa Cañón, probablemente no estaremos muy lejos de lo cierto.

La mayoría de los otros factores geomorfológicos tales como acumulación de depó-sitos aluviales, formación de terrazas, etc., han ocurrido dentro de la etapa de erosión Cañón.La formación de terrazas marca el último movimiento de elevación de la etapa Cañón. Esprobable que un estudio de ellas a lo largo de los principales valles revelaría mucho de lasecuencia de eventos ocurridos en la última parte de la etapa Cañón.

El sistema hidrográfico se desarrolló sobre la Superficie Puna y presenta un patrón dedrenaje de tipo consecuente. La Divisoria Continental se estableció muy temprano formán-dose cierto número de ríos principales con recorrido directo al Pacífico, y otros que fluyenhacia el Huallada y Mantaro, integrantes de la cuenca del Atlántico.

En el primer caso, los ríos han tenido la tendencia a seguir planos de debilidad estruc-tural, probablemente relacionados con fallas orientadas a 40°. En sus cursos inferiores, algu-nos de ellos han seguido una dirección de 280° - 300°. Los ríos Huaura y Supe, son buenosejemplos de los que siguen estas direcciones.

También, otros siguieron preferentemente los estratos más débiles y algunos de losmás importantes, corren a lo largo de líneas con la dirección de los pliegues andinos. El ríoChecras es un ejemplo de ésto.

Asimismo, otros ríos han sido capturados tal como el que excavó su lecho en laspampas Santa Rosa e Ihuanca. Este descendía al Pacífico a la altura de Huacho, pero fue

capturado por otro que en su retroceso erosivo lo alcanzó en el Callejón de León fluyendo así al Sur fuera de la cuenca del río Huaura, para desembocar al mar por lo que hoy se denominaRío Seco. En el cauce primitivo se ha ido acumulando arenas eólicas y por el otro, actual-mente, no discurre ningún caudal.



El área está dividida en cuatro zonas estratigráficas que corren en fajas paralelas a lacosta, estando ligadas a zonas estructurales que han controlado la historia estratigráfica. (Fig. 4)

De Oeste a Este estas zonas son las siguientes :

1. Zona costanera2. Zona volcánica de la Sierra3. Zona de la cuenca cretácea4. Zona del bloque cretáceo



La relación entre las zonas del bloque y de cuenca del Cretáceo es clara; pero en

cambio, entre la zona de cuenca con las situadas al Oeste es dudosa, debido a que las capastransicionales están, ya sea ocultas por volcánicos posteriores o intruídas por el Batolitocostanero. El presente estudio no ha solucionado este problema, siendo posible en la actua-lidad señalar solamente las alternativas que se consideran más adecuadas.

En la Tabla 1 se puede apreciar que el espesor conocido en cada zona varía entre los3,000 y 4,000 m. Sin embargo, una de las características de esta área es que solamente seconoce una porción de la estratigrafía total en cualquiera de las zonas, razón por la que elgrosor de las secciones desconocidas es materia de especulación.

Durante el Cretáceo, parte del Perú, que ahora corresponde a la Cordillera Oriental

y el Altiplano, actuó como un bloque positivo (Geoanticlinal del Marañón), sobre el cual sedepositó una secuencia relativamente delgada de sedimentos de plataforma. Inmediatamenteal Oeste estaba situada la cuenca occidental del Perú, donde se depositó una secuencia máspotente, pero similar en muchos aspectos a aquella del geoanticlinal (Wilson 1963). Elgeoanticlinal y la Cuenca Occidental Peruana corresponden a las zonas de bloque y a la decuenca, respectivamente.

Se considera generalmente que de Este a Oeste hay una transición de una cuencamiogeosinclinal a una volcánica eugeosinclinal. Aunque la evidencia de esto en la actualidades escasa, la interpretación general probablemente es correcta, aplicándose también dicho

argumento a los períodos de sedimentación Jurásico y Triásico en el Perú Central. De estamanera, las secuencias sedimentarias de la Sierra equivalen a las volcánicas de la Costa.

Aunque la posición de dicha transición no es clara, debido a la potente cubierta delos volcánicos Calipuy, se supone que se halle aproximadamente a lo largo de la línea de losvolcánicos plegados y de la zona que relativamente se le considere como no deformada.

Desde un punto de vista estratigráfico, el rasgo más notable, que generalmente sepresente en el área, es el cambio repentino entre las zonas de cuenca y del bloque cretáceo.Este cambio es tan rápido que sólo puede haberse producido a lo largo de una escarpa defalla, la que por otro lado debió estar intermitentemente activa.

A pesar de que las rocas del basamento no afloran dentro del área, ellas tienen queformar el piso sobre el cual se depositaron los sedimentos, e inclusive las estructuras y movi-mientos de dicho basamento determinaron la situación del geoanticlinal del Marañón y de laCuenca Occidental.

La Cordillera Oriental de los Andes Peruanos está formada mayormente por rocasmetamórficas, principalmente esquistos con un grado de metamorfismo de bajo a moderado.



En algunos de los estratos menos alterados, se ha encontrado algunas huellas de graptolitos

ordovícicos, por lo que parece muy probable que la sedimentación y metamorfismo sean deedad Paleozoico inferior (Mc Laughlin, 1924; Steinmann, 1930).

Otro grupo de rocas metamórficas puede observarse en el Sur, donde forman laCordillera de la Costa del Perú meridional. Direcciones de Paleocorrientes en areniscascretáceas del Perú Central, indican que durante el Cretáceo existía un macizo al Oeste de laCosta actual, el cual sería la prolongación septentrional de dicha Cordillera Pre-Cambriana(Bellido, 1960 y Mendívil, 1960).

Por consiguiente, a esta parte del cinturón andino la podemos considerar, en formageneral, como una zona de fallas paralelas y poco espaciadas que afectaron hasta el basa-

mento Precambriano, dando lugar a movimientos relativos que han producido cuencassedimentarias y horsts intermedios.

Igualmente se piensa que un fallamiento profundo, a lo largo del eje del eugeosinclinal,puede haber facilitado la intrusión del Batolito costanero. Asimismo, tales estructuras debenestar relacionadas, aunque sólo como conducto, con las soluciones mineralizantes y aguastermales.

Desafortunadamente, las rocas sedimentarias que probablemente pertenezcan a estaformación clástica del Cretáceo inferior, en los tres lugares en que se les ha encontrado,aparecen como remanentes dentro de las rocas intrusivas del Batolito de la Costa, sin rela-ciones definidas con las demás rocas intruídas. Estas localidades son las siguientes :

1. Esquina Suroeste del cuadrángulo de Ambar donde el afloramiento está situadoen la Quebrada Mesa Redonda, a 10 kms. de la unión con el valle de Supe. Con-siste en cuarcitas que, por estar situadas en una zona de falla y con rocas ígneasadyacentes, se hallan muy alteradas y han perdido algunas de las característicasoriginales.

Tal como se ven en la actualidad, las cuarcitas estan recristalizadas y po-seen un grano grueso con una intensa coloración rojiza. Estas cuarcitas, de más omenos 50 m. de grosor, parecen infrayacer a rocas volcánicas de la formaciónCalipuy, quedando por ello pendiente la dilucidación de la naturaleza del contacto.



2. Esquina Noroeste del cuadrángulo de Huaral, acá el afloramiento está ubicado en

la Quebrada Quintay a 3 kms. de la unión con el valle de Huaura. Los sedimentosque consisten de unos 50 m. de cuarcita rojiza recristalizada se encuentran entredos cuerpos graníticos, sin poder verse sus relaciones con las otras rocas sedimentariasy volcánicas.

3. Esquina Suroeste del cuadrángulo de Canta, en este lugar las rocas afloran en unárea más o menos extensa en las cercanías del pueblo de Huanchay (QuebradaPacaybamba), constituyendo el más amplio e importante de los afloramientos deestas rocas. Dichos sedimentos, cortados por rocas intrusivas, no están muy alte-rados y pese a que pueden contener fósiles, todavía no han sido encontrados.

Consisten principalmente de unos 200 m. de lutitas con horizontes deareniscas de grano fino, subyacentes a los volcánicos Calipuy. Es posible que eneste contacto exista una discordancia aunque no necesariamente angular.

Dicho contacto es importante porque hacia el Este, el Calipuy aflora enforma contínua, cubriendo a dichos sedimentos que tal vez se unan con los de lasformaciones Carhuáz y Chimú del lado oriental, en cuyo caso podrían ser sus equi-valentes occidentales.

Además debe tenerse en cuenta que las areniscas del Aptiano están pre-sentes en el área de Lima, así como en la región de Chepén en el Norte del Perú, locual refuerza la idea de que los aludidos afloramientos de rocas clásticas corres-ponden a la formación Goyllarisquizga, o representan un equivalente, razón por laque se les denomina así en forma provisional, sin asignarles un nombre local.

El nombre de la Formación Casma fue usado por Cossío (1964) para una serie devolcánicos con sedimentos intercalados que se encuentran en la faja costanera, al Oeste del

Batolito. Las relaciones generales observadas en esa zona se aplican a la presente área, ypor tanto, a las secuencias volcánicas de la zona costanera se les correlacionan con dichaformación.

Dentro del área, la formación Casma consiste de volcánicos bien estratificados, sien-do en su mayor parte derrames delgados de andesita masiva, de grano fino y con más omenos 3 - 5 metros de espesor. Este tipo de litología se aprecia muy bien a lo largo de lacarretera que une los ríos Huaura y Supe a la altura de la Hacienda Las Casuarinas.



Sedimentos volcánicos, en capas más delgadas, se presentan bien desarrollados en

las vecindades de Huaura y Huacho. Los detritos que forman estos sedimentos son de origenvolcánico en su totalidad, pudiendo ser finos o gruesos. A lo largo de los cortes de lacarretera Panamericana, más o menos 7 kms. al sur de Huacho, se puede observar horizon-tes sedimentarios fosilíferos, pero los fósiles consisten de fragmentos de ostreas que no tienenvalor desde el punto de vista estratigráfico.

Estos sedimentos están intruídos por un sill de dolerita a olivino, el cual puede verseen la cumbre del cerro que está inmediatamente al Sur en la bahía de Huacho.

En la Quebrada Venado Muerto, lavas andesíticas y masivas y estratificadassobreyacen a una secuencia de sedimentos y tufos finamente estratificados. La búsqueda de

fósiles en este punto no ha conducido a ningún resultado positivo hasta la fecha, pero algunoshorizontes pueden ser fosilíferos. Los estratos de esta secuencia están bien plegados, consi-derándose que tal deformación es debido a su relativa incompetencia con respecto a losestratos que están tanto encima como debajo, los cuales están plegados con un estilo másamplio.

Debajo de estos tufos plegados, aparece una secuencia de piroclásticos masivos,epidotizados.

Los estratos de la formación Casma buzan constantemente hacia el Oeste con ángu-

los que varían entre 10° y 20°, no observándose pliegues en la mayor parte de los afloramien-tos, con excepción de los ya indicados en la Quebrada Venado Muerto (cuadrángulo deBarranca).

Si asumimos que el buzamiento promedio es de 10° y el ancho del afloramiento de 25km., el espesor de la formación será de 4,000 m. Sin embargo , por factores tectónicos, talcomo fallas que tal vez no han podido ser reconocidas, podemos reducir este estimado en2,000 metros, recalcando que este es un cálculo puramente aproximativo.

Edad y correlación.- Cossío (1964) le asignó a la formación Casma una edadJurásico superior a Cretáceo inferior. Debido a la falta de mayores evidencias, su criterio

estuvo basado principalmente en la similitud litológica de esta formación con la de PuentePiedra de los alrededores de Lima. Posteriormente Wilson y Ortiz encontraron en Chancayammonites del Albiano en sedimentos procedentes de la formación Casma. Por consiguien-te, parte de la formación dentro del área debe ser del Cretáceo inferior, siendo posible aúnque llegue hasta el Jurásico tal como lo propuso el autor indicado en primer término.



Este nombre fue dado por Cossío (1964) a una amplia extensión de volcánicos en elNorte del Perú los que indudablemente se prolongan hasta el área descrita aquí, razón por loque conserva dicho nombre.

Litológicamente la secuencia es extremadamente variada, consistiendo principalmen-te de lavas andesíticas púrpuras, piroclásticos gruesos, tufos finamente estratificados, basal-tos, riolitas y dacitas, todos los cuales presentan variaciones laterales bastante rápidas. Sehan realizado secciones comparativas a lo largo de los ríos Huaura, Chancay y Chillón, no

habiéndose encontrado similitud en ningún caso, por lo que se requiere un alto grado deprecaución en el mapeo de estos volcánicos.

Probablemente el tipo de roca más abundante es un piroclástico grueso de composi-ción andesítica, aunque es también común encontrar secuencias gruesas de lavas andesíticaspúrpuras. En la Quebrada Pacaybamba se observa una gran acumulación de tufos y chertsintercalados en capas delgadas, muy cerca a la base. Tufos en capas delgadas, a vecescoloreados, son comunes en la parte oriental del área hacia la discordancia con el Cretáceo,lugar donde los volcánicos pueden estar intensamente plegados.

Localmente, un conglomerado de unos 100 mts. de espesor puede estar presente en

la base de los volcánicos cuando descansan sobre los sedimentos cretáceos plegados. Esteconglomerado siempre está compuesto de cantos redondeados de la roca subyaciente, ycomúnmente posee una coloración rojiza.

La mitad occidental del afloramiento del volcánico Calipuy no está tectónicamenteperturbado, exhibiendo una estratificación horizontal o subhorizontal; mientras que la otramitad está fuertemente plegada, notándose en el cuadrángulo de Canta, un marcado incre-mento de la intensidad del plegamiento hacia la margen oriental. Este tendencia, aunque notan bien desarrollada se observa igualmente en los cuadrángulos de Oyón y Ambar.

El volcánico Calipuy cubre discordantemente los sedimentos cretáceos plegados.Más hacia el Oriente, restos de este volcánico sobreyacen a las capas rojas de la formaciónCasapalca del Altiplano. Estos son remanentes de una capa originalmente continua, que en elcuadrángulo de Ondores, al Este de Canta, puede verse unida al cuerpo principal.

En dicho cuadrángulo de Ondores, Harrison (1956) observó que los horizontes basalesde los volcánicos mostraban una litología marcadamente diferente a las formaciones superio-res. Debido a su coloración les dió el nombre de Serie Abigarrada, la cual es esencialmenteuna variante de la parte basal del Volcánico Calipuy, y no siempre está presente.



Cerca a la mina Santander en el cuadrángulo de Canta, existe un pequeño aflora-

miento con esta litología al cual se le ha dado el nombre de formación Yantac. Esta SerieAbigarrada es un ejemplo local y bien claro de las variaciones dentro del volcánico Calipuy,y muestra que con un trabajo detallado es posible dividirlo en varias unidades, cosa que en elpresente estudio no se ha intentado por falta de tiempo.

Ocasionalmente, se encuentra sedimentos intercalados en estos volcánicos, particu-larmente en el área del Altiplano, en los cuales no se han encontrado fósiles.

El volcánico Calipuy tiene aproximadamente 2,000 m. de espesor y fue depositadosobre una superficie de erosión formada en las rocas sedimentarias Cretáceas y en las rocasvolcánicas de la formación Casma. Este formó parte del techo del Batolito costanero, el que

por estar expuesto a alturas de 3,500 mts. en su margen oriental, permitir asumir razonable-mente, que al tiempo de la intrusión, el Calipuy tenía otros 2,000 mts. más de grosor, que nosdarían un techo con 3,600 - 4,000 m. de potencia sobre el batolito al momento de suemplazamiento. Esta cobertura sería suficiente como para asegurar el tipo de cristalización,esencialmente plutónico, que tiene este batolito.

Edad y correlación.- Lamentablemente, en los sedimentos de esta unidad no se hanencontrado fósiles, sabiéndose únicamente que ha sido cortada por rocas batolíticas que enla región han dado edades radiométricas que varían de 60 a 90 m. a. (Cretáceo reciente), yque en el Altiplano yace con notoria discordancia sobre la formación Casapalca (Terciario

inferior de acuerdo a un contenido fosilífero no muy determinado). De esta manera, la evi-dencia estratigráfica es contradictoria, debiéndose asignarle por fuerza una edad neocretácea-eoterciaria.

También es posible, que durante la intrusión del batolito y quizá aún después, lasrocas volcánicas continuaron depositándose, cubriendo progresivamente hacia el Este a es-tratos cada vez más jóvenes. Según esto, los volcánicos que sobreyacen discordantemente ala formación Casapalca pueden ser considerablemente más jóvenes que aquellos cortadospor el Batolito Costanero.

Una tercera posibilidad, es que durante el Cretáceo los sedimentos de la Zona de la

Sierra pasaron hacia el Oeste a volcánicos esencialmente terrestres, y éstos a sus vez avolcánicos marinos (Casma). Las evidencias para estar alternativas son poco consistentes,pero tal como se presentan sugieren que el Calipuy se depositó totalmente después de laelevación y deformación de los sedimentos cretáceos.

Estas posibilidades están resumidas diagramáticamente en la Fig. 4, siendo probableque el volcánico Calipuy pueda correlacionarse en parte con el grupo Toquepala del Sur delPerú.



Esta unidad se ve solamente en las zonas axiales de los anticlinales, sin conocerse labase ni la potencia que tiene; sin embargo, se han observado por lo menos 400 metros,debiendo tener un espesor total mucho mayor.

La formación consiste principalmente de lutitas gris oscuras, con importantes hori-zontes de areniscas y capas de carbón en la zona transicional a la formación suprayacenteChimú. El carbón es una antracita de buena calidad, pero es muy difícil explotarlo debido asu complicada estructura.

La formación Oyón aflora principalmente en las vecindades del Lago Surasaca, alNoroeste de Oyón; también se le puede observar a lo largo de la carretera entre Oyón y elLago Cochaquilla, de donde se ha extraído carbón hasta hace poco tiempo.

Autores de trabajos anteriores han comentado el importante rol tectónico que hatenido esta formación en la evolución estructural del área. Esta unidad potente, plástica eincompetente, además de actuar como lubricante en la base del paquete sedimentario cretáceose deformó disarmónicamente.

Edad y correlación.- Esta unidad fue descrita inicialmente por Harrison (1960)

como formación carbonífera del Cretáceo inferior. Wilson (1963) le dió el nombre y, basadoen los fósiles hallados, consideró como una posibilidad el que pertenezca al Valanginiano, sinque pueda descartarse que sea también del Titoniano.

Es probable que hacia el Norte la formación Oyón pase transicionalmente a las lutitasChicama del Titoniano, unidad que infrayace a las areniscas Chimú más al Norte, tal como lohace la formación Oyón en la presente área.

La formación Oyón es probablemente equivalente a la parte inferior de la formaciónGoyllarisquizga que afloran en la zona del bloque del Cretáceo.

Constituye una unidad de potencia constante en el Perú Central. Generalmentetiene entre 500 y 700 m. de espesor y dentro del área de estudio se presenta invariablementeen anticlinales que pueden estar o no fallados.



Litológicamente la formación consiste de una ortocuarcita de grano medio, la que sin

embargo ha sido recristalizada, teniendo en muestra de mano el aspecto general de una cuarcitametamórfica. Dentro de las capas arcillosas transicionales a la formación subyacente apare-cen lechos de carbón, siendo difícil mapear el contacto entre las dos unidades.

En el área de Churín, la parte superior de Chimú tiene más lutitas, habiendo un tramode transición de varias decenas de metros hasta las calizas de la formación suprayacente(Santa).

Esta formación se presenta en bancos de más o menos 3 metros de espesor, conestratificación cruzada y muy fracturada y diaclasada. Debido a su naturaleza masiva, siem-pre constituye las partes escarpadas de los cerros, y cuando estos están modelados íntegra-

mente en esta formación, presentan una topografía característicamente abrupta.

Edad y correlación.- Solamente se han encontrado fragmentos de plantas, por ellose sigue el criterio de Wilson (1963), quien consideró a la formación Chimú como pertene-ciente al Valanginiano y la correlacionó con las areniscas del Cretáceo inferior del Este delPerú, y con la parte inferior de la formación Goyllarisquizga de la zona del bloque del Cretáceo.

Dentro de la presente área la formación Santa mantiene un espesor constante de 150mts. Consiste de calizas azul o gris finamente estratificadas, con algunos horizontes de calizasarcillosas, ocasionales nódulos de chert aplanados y abundantes fragmentos de conchas.

Normalmente descansa en concordancia sobre las areniscas Chimú; pero, como seindicó anteriormente, en el área de Churín está separada de ésta por una pequeña secuenciade lutitas. Wilson (1963) ha notado que en el Norte del Perú los contactos de la formaciónSanta son discordantes, tanto con la unidad infrayacente (Chimú) como con la suprayacente(Carhuaz), fenómeno que no ha sido observado en el área del presente estudio.

Edad y correlación.- En el centro del Perú todavía no se han encontrado fósiles convalor diagnóstico; sin embargo, Benavides (1956) reporta el hallazgo de Valangites Broggi(Lisson) dentro de una secuencia que se considera sea la prolongación septentrional de ésta,mediante la cual la atribuyó al Valanginiano.

Esta formación es equivalente, en parte, a la formación Goyllarisquizga de la zona delbloque del Cretáceo y también a la formación Pamplona del área de Lima.



Es una unidad suave, incompetente y plástica, dentro de una secuencia muy plegadadisarmónicamente. Tiene una marcada tendencia al adelgazamiento a lo largo de los flancosde los pliegues y a engrosarse en la zona axial.

Benavides (1956) registró 1,554 metros para la formación Carhuaz en el valle delSanta, lugar éste donde alcanza el mayor grosor, puesto que se adelgaza rápidamente hacia elSureste (Wilson, 1967). Dentro del área estudiada, Wilson (1963) encontró espesores quevariaban entre los 500 y 800 m., por lo que se puede considerar un grosor promedio de 600 m.

Litológicamente, la formación consiste de lutitas y areniscas que por intemperismo

presentan una coloración marrón o marrón amarillenta. Suelen presentarse algunos horizon-tes de areniscas más o menos prominentes, similares en litología y color a los de la formaciónChimú. Estos horizontes aparecen por lo general en la parte media de la secuencia, pero sinllegar a constituir un rasgo característico. Los 50 metros superiores de esta formación estánconstituídos de areniscas de grano muy fino y de color rojo brillante, por lo que sirve muybien como horizonte guía en el mapeo de campo.

En los alrededores de Churín, la formación Carhuaz es aparentemente más gruesaque lo normal, consistiendo casi totalmente de lutitas grises con abundantes “ripple marks”.Un horizonte de yeso, de 6 m. de espesor se presenta en el distrito de Churín a más o menos50 metros encima de la formación Santa.

En el área, por el hecho de que esta unidad se halla muy deformada, los afloramientosde yeso están distribuidos irregularmente, pero aún así dichos depósitos en la actualidad sonsometidos a intentos de explotación.

Edad y correlación.- No se tiene datos exactos sobre su datación, pero porsobreyacer a la formación Santa del Valanginiano y estar debajo de las formaciones Farrat yPariahuanca del Albiano, a la formación Carhuaz se le considera con una edad comprendidadesde el Hauteriviano hasta el Aptiano, siendo por ello equivalente, en edad, a parte de laformación Goyllarisquizga de la zona del bloque cretáceo inmediatamente al Este.

Consiste en 20 - 50 m. de areniscas blancas, deleznables y de grano medio quesobreyacen a las lutitas de la formación Carhuaz. Las areniscas casi siempre sin de colorblanco y ocasionalmente poseen manchas rojas y amarillas. Con frecuencia son deleznablesy cuando se presentan masivas tienen un grosor mayor que el normal.

Edad y correlación.- La edad aptiana que se le ha asignado al igual que otrosautores, es aproximativa, puesto que se ha inferido tan sólo por su posición estratigráfica, en



base a que se hallan debajo de la formación Pariahuanca del Albiano y encima de la forma-

ción Carhuaz del Hauteriviano-Aptiano, también imprecisa.

Por su litología y posición estratigráfica se le correlaciona, en parte con la formaciónGoyllarisquizga.

Consiste de calizas intemperizadas de color gris, masivas, que comúnmente confor-man una prominencia entre la formación más suave Chulec (arriba) y las formacionesGoyllarisquizga y Carhuaz (debajo). Generalmente el grosor es muy variable, pero para la

mayor parte del área es posible asignarle un grosor promedio de 50 m. Wilson (1963) haencontrado variaciones entre 210 y 54 metros dentro del área mapeada.

Edad y correlación.- Aunque esta formación es fosilífera, los especímenes diag-nósticos son raros. Benavides (1956) recolectó un ammonite (Parahoplites) que lo conside-ró indicativo de los comienzos del Albiano; igualmente, Wilson (1963) concluyó asignándolela misma edad y el autor la mantiene a falta de mayores evidencias.

Esta formación se correlaciona con la formación Inca del Norte del Perú.

Está constituida por margas con bancos de calizas. Los niveles de margas general-mente tienen más o menos 20 metros de potencia, mientras que los de caliza varían de 1 a 5metros, ofreciendo en conjunto un grosor total de 200 m. en promedio. Esta alternancia, sinembargo no siempre es general, habiendo localidades donde la formación consiste totalmentede calizas masivas.

Tanto las calizas como las lutitas son de color azul grisáceo, y por intemperismoamarillo y crema que es lo que las caracteriza.

Edad y correlación.- La formación Chulec es una de las más fosilíferas del Cretáceo,correspondiendo al Albiano inferior a medio, y se le considera equivalente, en parte, a laformación Crisnejas del Norte del Perú, Wilson, (1963).

Esta unidad tiene una litología muy uniforme. Consiste esencialmente de margas decolor marrón oscuro o gris, con horizontes bien marcados de caliza nodular o tabular de color



gris oscuro o negro (se hallan a través de todas las secuencias) y otros nodulares de Chert

gris oscuro. Cuando se les fractura tanto las margas como las calizas emiten un olor fétido.

Debido a su color y estructura la formación Pariatambo se identifica fácilmentetectónicamente en la zona axial de los sinclinales.

Edad y correlación. La formación Pariatambo según Wilson (1963) contiene unafauna característica del Albiano medio a tardío.

Esta formación es la mayor unidad calcárea en el Perú Central. Consiste de calizasde color gris claro en superficie intemperizada y azúl en fractura fresca (Wilson 1963) encon-tró una parte importante de la secuencia compuesta de domomitas). En las vecindades deBaños y en el sinclinal al Sureste de Parquín se ha observado que la parte inferior de estaformación es margosa, lo que dificulta su diferenciación de la formación Pariatambo que lainfrayace.

La secuencia de esta unidad en dicha zona es incompleta, porque la parte superior hasido erosionada, razón por la que su grosor total es desconocido; además, en la gran canti-dad de calizas que se presentan a lo largo de la Divisoria Continental, las numerosas

dislocaciones imposibilitan la determinación de la potencia.

Caso contrario, es el que se presenta en la parte oriental del anticlinal situado al Estedel lago Patón que bordea Cachipampa, donde no hay perturbaciones y se conoce el techopero no aflora la base, motivo por el cual la secuencia calcárea que tiene alrededor de 800m., también es incompleta; haciéndose además la salvedad de que este lugar está fuera de lazona de la cuenca del cretáceo, pero se le menciona desde el punto de vista referencial.

Pero si se toma en cuenta la interpretación dada en la Fig. 23, resulta que en el flancoinvertido del anticlinal fallado, situado en el límite entre la zona tectónica de pliegues ysobreescurrimientos con la de bloques fallados, el grosor de esta formación, calculado desdeel contacto con la formación Celendín, varía de 1,800 a 1,000 metros.

En el cuadrángulo de Ondores en un flanco del sinclinal Rapaz, se ha estimado en unasección parcial una potencia de 1,500 mts., donde a su vez Harrison (1956) señaló 1,600mts. y Wilson (1963) consideró solamente 400 m. como promedio.

Bajo estas circunstancias, en vista de las evidencias disponibles, parecería razonableestimar un espesor de 1,200 m. para esta zona, hecho que colocaría a la formación Jumasha



como la unidad cretácea más importante, lo que sin duda está de acuerdo con la impresión

que uno obtiene en el campo.

Edad y correlación.- A pesar de que existe gran cantidad de fragmentos fosilíferosen esta formación, los especímenes diagnósticos son escasos. Sin embargo, ya que se hallaentre las formaciones Pariatambo del Albiano y Celendín del Coniaciano, le corresponde unaedad comprendida dentro de dicho intervalo, asumiéndose como más probable el Turoniano.

Admitiéndose un cambio de facies, a la formación Jumasha se le considera equiva-lente con el grupo Quillquiñán, el grupo Puillucana y la Caliza Cajamarca.

Esta unidad yace en gran discordancia sobre la secuencia plegada del Cretáceo. Enesta zona la formación no es potente, teniendo quizás unos 500 m., lo que demuestra que hasido afectada por una gran actividad erosiva si se hace una comparación regional, corrobo-rado por remanentes que permiten inferir que anteriormente debió cubrir, por lo menos, granparte de la zona.

Su descripción se ha hecho en la parte correspondiente a la zona de los volcánicos dela Sierra.

Esta formación consiste de areniscas blancas deleznables, de grano medio a grueso,existiendo horizontes de conglomerados y ocasionalmente capas de lutitas carbonosas y car-bón. Tiene alrededor de 500 m. de espesor.

Aunque no se ha visto la base de la formación dentro del área mapeada, se sabe quedescansa discordantemente tanto sobre las calizas Pucará, como sobre el Paleozoico supe-

rior y el basamento.

Edad y correlación.- Por no ser fosilífera esta formación, la edad que se le haasignado es muy relativa, puesto que solamente se sabe que infrayace al Albiano y tan sólodebido a ello se supone que representa parte del intervalo Neocomiano-Aptiano.

A la formación Goyllarisquizga se le correlaciona con las formaciones Oyón, Chimú,Santa, Carhuaz y Farrat de la zona de la cuenca del Cretáceo.



Esta formación es fundamentalmente similar, en litología y fauna, a la observada en lazona de la cuenca del Cretáceo; sin embargo, su potencia es más reducida y raramenteexcede de 100 m.

Edad y correlación.- Como ya se indicó, la formación Chulec corresponde al Albianoinferior a medio, siendo su parte inferior equivalente a la formación Pariahuanca, confinada ala zona de la cuenca del Cretáceo.

La formación Pariatambo en esta zona es esencialmente similar a la descrita en lacuenca del Cretáceo. Wilson (1963), indica que en la facies oriental los horizontes de calizason más contínuos y están mejor estratificados que en las facies occidental. Esta unidadposee una potencia más o menos uniforme de unos 100 m.

Edad y correlación.- Según se dijo anteriormente su fauna es característica delAlbiano medio a tardío.

La litología de esta formación es esencialmente parecida con la que posee en la zonade la cuenca del Cretáceo, pero su grosor es mucho más reducido.

En la parte Noroeste del cuadrángulo de Oyón, sus contactos con las formacionesCelendín (arriba) y Pariatambo (abajo) son conspicuos, y entre ambos el grosor máximo esde más o menos 500 m., es decir, menos de la mitad de lo calculado en la zona de la cuencadel Cretáceo.

Edad y correlación.- Referente a la edad y correlación de esta formación Jumashase aplica el mismo criterio expuesto para su similar en la zona de la cuenca del Cretáceo.

Consiste en margas gris azuladas que intemperizan a un color amarillo crema. En elcampo se parece a la formación Chulec, pero sin presentarse tan bien estratificada y conbancos de caliza. Sin embargo, la zona de transición con la formación Jumasha, está marca-da por una serie finamente estratificada y con el mismo color y litología que está, pero condelgadas intercalaciones de margas entre ellas.



Yace concordantemente sobre la formación Jumasha y está cubierta discordantemente

por la formación Casapalca, mostrando generalmente un grosor que no pasa de los 200 m.

Edad y correlación.- La formación Celendín tiene una fauna variada y los fósilesdiagnósticos, tal como los ammonites, son comunes (Wilson, 1963) y permiten atribuirle unaedad comprendida entre el Coniaciano y el Santoniano.

Esta ampliamente distribuída como una sola formación en el Centro y Norte del Perú,correlacionándosele además con la formación Vivian del Oriente.

Descansa sobre la formación Celendín, con una ligera discordancia, cubriendo pro-gresivamente a horizontes más antiguos de esta formación, hasta que en la esquina Norestedel cuadrángulo de Oyón se le observa directamente encima de Jumasha. Harrison (1960)señala la existencia de discordancias locales dentro de la formación.

Litológicamente consiste de areniscas y margas de colores rojo y verde con algunoslechos de conglomerados y ocasionales horizontes lenticulares de calizas grises. En los alre-dedores del Lago Punrun se presentan intercalaciones de rocas volcánicas (principalmentetufos que pueden verse en el lado meridional del lago).

La formación se encuentra especialmente en cuencas estructurales formadas después

de su deposición tal como puede verse en el área de Cachipampa, donde unos 1,000 m. degrosor son un promedio razonable al igual que el que estimó Harrison en el área deMarcapomacocha, ya que es imposible precisar su verdadera potencia debido a que no seobserva el tope.

Edad y correlación.- Este es uno de los problemas de la geología andina porque nose han encontrado fósiles diagnósticos, conociéndose únicamente la existencia de algas deagua dulce de dudoso valor que indican el Terciario.

Sin embargo por el hecho de encontrarse muy plegada junto con las rocas cretáceasinfrayacentes, cubiertas por rocas volcánicas equivalentes al Calipuy, se presume que laedad de la formación Casapalca debe ser post-Santoniano y de hecho más antigua que la delvolcánico Calipuy; teniendo en cuenta, además, que el lapso entre las formaciones Casapalca yCalipuy ha debido ser largo, ya que el plegamiento principal de las unidades cretáceas y lasactividades erosivas, según el caso, tuvieron lugar durante este lapso.

Esta formación es equivalente de la formación Chota del Norte del Perú, a la cualWilson (1967) le ha asignado una edad Campaniana.



Este volcánico reposa con gran discordancia sobre la formación Casapalca y demásunidades plegadas del Cretáceo. Dentro del área mapeada consiste de lavas andesíticas ypiroclásticos similares a los observados en otros lugares también considerados dentro de lamisma formación (ver en la zona de los volcánicos de la Sierra la referencia que se hace alcuadrángulo de Ondores).

El espesor de esta formación probablemente no es mayor de 300 m. en esta zona.

Edad y correlación.- Debido a la falta de fósiles en esta formación, no ha sidoposible atribuirle una edad precisa. Pero tomando en cuenta las consideraciones que se

exponen al describir la formación precedente, no parece posible que en esta zona el Calipuypuede haber sido depositado antes del inicio del Terciario.

También es evidente que los futuros avances en la correlación del Calipuy depende-rán principalmente de las edades radiométricas que se obtengan de las rocas del BatolitoAndino y de la misma formación Calipuy.

Parte del área sufrió efectos de la glaciación durante el Pleistoceno, encontrándoselos depósitos glaciares arriba de los 3,800 metros de altitud. Esto significa que toda laSuperficie Puna sufrió fenómenos de glaciación, conjuntamente con partes de las etapas deerosión Valle y Cañón.

Las características de ablación están bien desarrolladas, observándose comúnmentevalles en forma de “U”, circos glaciares, aborrregamientos, etc. La angularidad de los picosmás altos también se debe mucho a la acción del hielo durante la época glaciar y actual.

En el fondo y laderas de los valles se depositaron morrenas, mientras que muy amenudo se formaban lagos por fusión del hielo detrás de las morrenas terminales. Ejemplos

de éstos son los lagos Patón y Cochaquilla, existiendo muchos más.

Es un hecho curioso que las rocas volcánicas parecen tener morrenas en mayor ex-tensión que las rocas sedimentarias, lo cual es posible que se deba a su morfología relativa-mente más uniforme. En la parte oriental se presentan vastas extensiones de depósitosmorrénicos sobre las capas rojas, ocultándolas comúnmente en su totalidad.

Dichos depósitos glaciares por lo general se han acumulado con elementos de cantosgrandes en una matriz de grano fino y pobremente clasificados. Pueden presentarse lentes y



capas de grava bien seleccionada como testigos de fusiones estacionales durante el período

glaciar.

La mayor parte de los picos más altos todavía están cubiertos de hielo, pudiéndoseobservar depósitos morrénicos recientes al pie de los glaciares que en la actualidad se estánretirando rápidamente. Mediciones efectuadas por Wilson (1963) en la Cordillera Blancaindican un retroceso de dos metros por año.

Estos flujos de barro o “Huaycos” se desarrollan debido a que las lluvias humedecenla capa superficial intemperizada de las laderas de los cerros, de manera que finalmente llegaa sobresaturarse hasta que sobreviene su desprendimiento. Una vez iniciado este fenómeno,los fragmentos mayores son arrastrados y todo el conjunto se desliza hacia el fondo del vallehasta constituir una corriente de barro.

Este tipo de fenómeno se puede iniciar en cualquier tipo de roca, pero las que másfavorecen el acontecimiento de estos flujos de barro son las lutitas y los volcánicos, depen-diendo siempre de las condiciones locales.

Las marcadas lluvias estacionales, son un factor primordial para que se produzcan

estos flujos de barro, ya que la extrema desecación que frecuentemente se presenta en laregión andina, permite que las características físicas de las capas superficiales e intemperizadascambien rápidamente el humedecerse, provocando de inmediato la inestabilidad e inicio deflujo de barro. Los flujos de barro de grandes proporciones suelen cubrir las partes inferioresde los valles, contribuyendo de esta manera a incrementar los depósitos aluviales.

Estos depósitos se han acumulado en los cauces de los principales ríos. Debido a

que en la Sierra ellos son profundos y angostos, dichos depósitos aluviales son restringidospero, aguas abajo el ampliarse los valles, presentan extensas llanuras aluviales con depósitosque pueden alcanzar de 200 a 400 m. de espesor.

Los depósitos aluviales se han considerado en dos tipos principales: Depósitos aluvialesde Río y Depósitos aluviales de Quebrada.



Estos depósitos están constituidos por capas de grava gruesa y fina, bien clasificada,con elementos redondeados y asociados con capas de arena, limo y arena arcillosa en pro-porciones variables. Arriba de Sayán, los depósitos son mas típicos de corrientes torrenciales,menos clasificados y contienen frecuentemente bloque hasta de un metro de diámetro.

En las quebradas secas, tributarias de los ríos principales, los cauces están rellenos

con un material angular, menos clasificado que los depósitos de río y con un mayor propor-ción de material intemperizado. Las nacientes de algunas de estas quebradas están al bordede la zona de lluvias donde los huaycos contribuyen de una manera importante con losdepósitos de quebrada.

Las áreas de cultivo generalmente están en depósitos aluviales de río, pero en el casode las irrigaciones San Felipe y Santa Rosa. las áreas cultivadas están en depósitos aluvialesde quebrada.

En las partes altas de los valles y dentro de las quebradas se han desarrollado un grannúmero de terrazas, las que debido a sus alturas cada vez mayores sobre el nivel del mar no

guardan relación con las que se presentan en las partes inferiores; sin embargo, algunos deestos depósitos son muy potente y presumiblemente reflejan “pulsaciones” del levantamientoasociado con la etapa de erosión Cañón.

Donde han sido cortados por conos de escombros que llegan a los ríos, tambiénpueden mostrar escarpas similares a las de las terrazas.

Los cultivos generalmente está confinados a las terrazas principales y al cauce del río.Las terrazas altas, que generalmente están disectadas, se hallan a demasiada altura sobre elnivel del río como para facilitar la irrigación (En la parte más baja del río Pativilca, la terrazaprincipal llega a una altura de más o menos 100 m.).

Un buen ejemplo de terrazas, se puede apreciar en el valle Pativilca.

Estan presentes casi en toda la faja costanera ingresando a diferentes distancias tierraadentro, según la topografía local y su efecto sobre las corrientes de aire.



Dichos depósitos eólicos están acumulados tanto en roca in situ como en llanuras

aluviales, pero tienden a alcanzar su mayor espesor en los taludes y en los lugares donde sepresenta un ligero desnivel.

Estas arenas tienen su origen en la porción más fina de las arenas de playa formadaspor la acción de las olas sobre la orilla. A su vez, el origen de las arenas de playa son lossedimentos traídos al mar por los ríos y distribuídos por las corrientes a lo largo de la ribera.

La arena es transportada continuamente tierra adentro por los vientos predominantesde la playa, alcanzando en el área una penetración máxima de 30 km. Existen tanto dunaslongitudinales como barcanas, observándose varios estados de parasitismo de duna sobreduna. Cuando las dunas invaden un río, estas son detenidas y erosionadas, siendo transpor-

tado nuevamente el material eólico hacia el mar.

Hay un magnífico ejemplo de esto en la Irrigación Santa Rosa, donde el exceso deagua de la irrigación ha bajado hacia Huacho por el antiguo cauce que fue cubierto por arenaeólica después de la captura descrita al tratar sobre drenaje. El material eólico fino estásiendo removido en la actualidad a un ritmo alarmante, causando el rápido enarenamiento dela bahía de Huacho.

La arena eólica estable tiene ciertas diferencias con la arena eólica móvil. Aunque deidéntico origen y litología, algunas arenas se han vuelto estables debido principalmente a la

acción de la humedad.En algunos casos la descomposición de las plantas causada por las nubes bajas ya

referido al tratar sobre cima y vegetación, proporcionan un elemento húmico a la arena,formándose un suelo fino y estable.

Con la estabilización de la arena, se pierde la estructura de las dunas mostrándose,por lo general, como amplias extensiones de arena. Se ha reconocido un lugar de arenaeólica estable, en la que por erosión se formaron pequeñas quebradas que a su vez han sidocubiertas por otras arenas estables. Asimismo, inmediatamente al Norte de la Pampa SantaRosa, en los flancos del Cerro Quispe, se puede observar una gran área de arena eólica que

ha sido bastante erosionada.

En consecuencia, por lo dicho se puede inferir que en la zona árida de la Costa debehaber existido un período de lluvias aunque sea por un corto tiempo.

Desde que la estabilización de las arenas están relacionadas al contenido de agua delas nubes a un nivel determinado, por los cambios en dicho nivel base es posible suponer queexiste una relación entre la formación de terrazas y los depósitos de arena estable (estaposibilidad no ha sido investigada durante el presente estudio).



El Batolito costanero es un complejo de diferentes rocas intrusivas, cuya composi-ción varía de gabro a granito potásico. Sus afloramientos constituyen una faja paralela a la

Costa y a una distancia de ella que oscila entre 5 y 20 Kms. Su ancho varía considerable-mente pero, en términos generales, se puede decir que es de 50 km. La mayor extensión sepresenta más o menos en la latitud de Sayán, donde alcanza un ancho de 60 km. mientras queen el río Supe éste es de sólo 15 km., desapareciendo por completo entre el río Supe y el ríoPativilca.

Dentro de un arreglo definido y bastante regular, las unidades litológicas que formanel Batolito constituyen sistemas sucesivos de tonalitas dispuestas en pares. Entre ellos setiene el extremo Sur del área las tonalitas de Cayán y Paraíso, el de las tonalitas de SantaRosa y Paccho en el cuadrángulo de Huaral, y más al Norte el par de tonalitas Purmacana y

Cerro Muerto.

Un miembro de cada par tiende a ser relativamente más ácido que su vecino. Así, latonalita Cayán es más ácida que la tonalita Paraíso; la Santa Rosa más ácida que la Paccho yla Cerro Muerto más ácida que la Purmacana.

No se sabe aún en realidad si las estructuras en pares son características del Batolitosobre grandes distancias, pero en la presente área es un rasgo altamente característico eimparte al Batolito aflorante una marcada simetría bilateral.

Dicha simetría es realzada por la presencia de una serie de complejos centrales em-

plazados a intervalos más o menos regulares a lo largo de la línea central del Batolito. Losmiembros exteriores de los complejos son generalmente dioritas que han sido intruídos porstocks de adamelita o tonalita, de tal forma que las rocas más antiguas presentan ahoraafloramientos en forma de arco. La distancia entre los puntos centrales de cada complejo esde alrededor de 35 Kms.

Las rocas básicas generalmente están presentes en los bordes de cada uno de loscuerpos principales de tonalita, o como afloramientos en forma de arco en los complejos



centrales. Las ademelitas se ofrecen ya sea como variaciones locales de las tonalitas más

ácidas, o como intrusiones separadas relativamente posteriores en la secuencia intrusiva, lascuales ocurren ya sea solas o agrupadas formando complejo ácidos.

En general, a través de todo el batolito las intrusiones básicas son más antiguas quelas intrusiones ácidas.

Las rocas básicas están divididas en los siguientes grupos principales (Fig. 5)

Gabros.-Grandes cuerpos de gabros ocurren en las márgenes oriental y occidentaldel Batolito, mientras que remanentes más pequeños se encuentran dentro de las intrusionesmás jóvenes.



Meladioritas.- Se ven en los bordes de ciertos cuerpos de Tonalita, encontrándose

también como remanentes en forma irregular dentro de los intrusivos más jóvenes, o en for-mas de arco en los complejos centrales.

Dioritas intermedias.-Se presentan principalmente como afloramientos en formade arco y en remanentes dentro de los complejos centrales.

Ciertas dioritas se han encontrado bordeando algunos de los cuerpos tonalíticos prin-cipales, con contactos transicionales con éstos y exhibiendo texturas similares. En estoscasos, las dioritas son consideradas como una variación básica de dichas , habiéndoselesdiferenciado así en el mapa. Las tonalitas Santa Rosa y Purmacana exhiben variacionesbásicas de esta naturaleza.

El afloramiento más extenso de gabro se encuentra en el lado Oeste del Batolito, enel cuadrángulo de Huaral. Este cuerpo corta y metamorfiza termalmente a las rocas de cajaadyacentes. A su vez, es cortado por la granodiorita Jecuan, por dos stocks satélites de latonalita Santa Rosa y por la Adamelita Lachay. En el lado oriental, está cortado por elcuerpo principal de la tonalita Santa Rosa, mientras que en la parte Norte otro cuerpo de estatonalita penetra diagonalmente dentro del gabro.

Este cuerpo de gabro retiene esencialmente su forma original, a pesar de estar suma-mente cortado por intrusiones posteriores. Podemos considerar que ha sido originalmente uncuerpo rectangular con una longitud de 45 kms. y un ancho máximo de 10 a 15 kms., obser-vándose que los contactos externos son verticales y que las rocas intruídas ofrecen indiciosde un fuerte metamorfismo aunque sólo hasta una corta distancia del contacto; porque des-pués de los 100 m. hay pocas señales de metamorfismo termal.

En el campo, el gabro forma colinas cónicas en cuyas faldas se encuentran esparci-das cantos de regulares proporciones, los que son muy duros y producen un sonido metálico

cuando se les golpea con el martillo.

El gabro pese a tener una considerable variación litológica, debido a que ella esirregular e inconsistente y teniendo en cuenta que la roca retiene sus características litológicasgenerales, puede ser considerado con confianza como una sola unidad de gabro. Esto noquiere decir que en una fecha futura, con un mapeo detallado, no sea posible subdividirlo. Enla actualidad, sin embargo, es mejor indicarlo como una sola unidad y vale la pena señalar quees grande, casi tan grande como algunas de las unidades de tonalitas mayores.



Dentro de la irrigación Santa Rosa, sobre una colina cónica pequeña situada a corta

distancia de la Hacienda Capullana, se encuentran buenos ejemplos de gabro bandeado. Elbandeamiento es vertical y consiste de bandas alternadas de minerales máficos y félsicos,cada una de más o menos 2 cm. de grosor. Las bandas máficas consisten de piroxenosmientras que las bandas félsicas son de plagioclasas, presentando ambas texturas primarias.No hay indicios de variación en el contenido máfico ni de ningún otro signo de bandeamientorítmico que esté de acuerdo con una interpretación basada en la depositación gravitacional,por lo que el origen de estas bandas permanece desconocido.

Petrografía.- La roca original típica e inalterada es una gabro a dos piroxenos. Elortopiroxeno, que es una hiperstena débilmente pleocroica, se halla generalmente como pe-queños cristales euhedrales hasta de ¼ mm. de tamaño. Comúnmente, estos cristales seencuentran incluídos en cristales mas grandes de clinopiroxeno (augita), los que pueden desa-rrollar bordes subofíticos u ofíticos rellenando los espacios triangulares dejados por los cris-tales de plagioclasa. Los cristales de augita pueden mostrar lamelas de “exsolution” y co-múnmente contienen varillas (rods) de “exsolution” de ilmenita o magnetita. La plagioclasa,en cristales grandes promediando 1-2 mm. en tamaño, es siempre euhedral, y está ya sea enuna textura bien orientada o en una de tipo granular. Cuando la plagioclasa forma una mallabien orientada con bastoncitos entrelazados, se presente comúnmente en textura ofítica conel piroxeno. La composición de la plagioclasa varía de An60-An70. Con respecto alpiroxeno augita, éste es generalmente dominante sobre la hiperstena, ocurriendo también a lainversa, en cuyo caso la roca en cuestión es una norita. Aunque el olivino no es un constitu-

yente normal, puede presentarse como cristales subhedrales hasta de 1 mm. de tamaño mos-trando generalmente algún grado de alteración.

Sobre el gabro original a dos piroxenos existen alteraciones complejas superimpuestas.La primera de éstas, una alteración uralítica, consiste esencialmente del reemplazo de piroxenoy olivino por hornblenda. La hornblenda, que siempre es de un color verde claro, usualmentees de naturaleza fibrosa y envuelve al piroxeno, el cual sólo raramente es reemplazado en sutotalidad. Este estado uralítico, sin embargo, permite el paso a un proceso de alteración quese ha denominado Hibridación ya que origina, como resultado final, una roca de composicióndiorítica.

En esta secuencia, la hornblenda se vuelve marcadamente más idiomórfica, pierde sutextura fibrosa, cambia de color verde pálido a un verde azulado oscuro, y comienza a crecercomo grandes cristales encerrando y digeriendo los minerales adyacentes. Como resultadode este crecimiento poikilítico se produce una textura pseudo-ofítica muy característica. Conel aumento en la proporción de hornblenda, el volumen del piroxeno original disminuye y porúltimo desaparece totalmente.

Conjuntamente con el desarrollo de hornblenda poikilítica hay un cambio en laplagioclasa. Los primeros cristales de labradorita, caracterizados por fracturas e inclusiones



de varias clases, están rodeados y reemplazados progresivamente por plagioclasa límpida, la

que puede estar en continuidad óptica con la labradorita, pero siendo más ácida que aquella.En esta etapa los cristales zonados intersticial asociado con la acidificación de la plagioclasa.

Por simple regeneración, una plagioclasa ácida puede reemplazar in situ a unaplagioclasa básica más antigua sin ningún cambio en la textura original, aunque la primeratambién puede reemplazar a la segunda en forma destructiva, borrando la textura previa.Esto se observa más comúnmente junto a los cristales de cuarzo, viéndose que tiene un efectoprofundamente modificante sobre las texturas gabroides originales. Este efecto puede sersintetizado como la conversión de texturas gabroides a texturas graníticas. De esta manera,sobre un área de tamaño variable alrededor de un cristal de cuarzo pueden predominar tex-turas graníticas, mientras que en áreas intermedias continuan las texturas gabroides. A medi-da que la proporción de cuarzo aumenta, el área de textura granítica crece, mientras queaquella de textura gabroide disminuye, hasta que finalmente resulta una roca de composicióndiorítica o aún tonalítica.

La biotita llega a ser importante en la etapa inicial del proceso de hibridación. Gene-ralmente está presente como grandes cristales poikilíticos similares en habitat a la hornblenday estrechamente asociada con cuarzo y plagioclasa regenerada.

Ocasionalmente se observa ortosa, ocurriendo intersticialmente cuando está asocia-da con cuarzo, aunque no parece ser una elemento vital en el proceso de conversión de gabro

a diorita.Con la hibridación, la naturaleza de la plagioclasa se vuelve muy variable y dentro de

una misma sección delgada puede ser muy básica a muy ácida. Una composición caracterís-tica es An40, sin embargo, se han registrado valores hasta de An15.

Es importante anotar que todos los cambios mencionados ocurren dentro del gabrooccidental, esto es, en una sola unidad intrusiva distinta y obvia. Además, con el estudio delas secciones delgadas se encontró que estaban extensamente hibridizadas localidadesmapeadas como gabros típicos.

Causas de hibridación.- Hay 2 posibles causas para éste fenómeno:Hibridación por soluciones residuales; eHibridación por soluciones graníticas percolantes

Pese a que en magmas básicos ocurren soluciones residuales que podrían explicar lastransformaciones descritas anteriormente, es dudoso que ellas hayan existido en el volúmenrequerido para efectuar los cambios a las escalas observadas. Sin embargo, es probableque la fase uralítica inicial de alteración haya sido el resultado de soluciones residuales.



En general, debe tenerse en cuenta que los intrusivos básicos situados en áreas de

plataformas estables permanecen en cierto modo inalterables, mientras que aquellos empla-zados en fajas de plegamiento o de metamorfismo regional están comúnmente más o menosalterados. La composición química del magma en ambos casos es la misma, de manera quepodría parecer que la causa de la alteración excesiva de un grupo de rocas básicas se debe auna razón ajena a su composición, esto es, a su situación tectónica en el presente caso.

Las rocas graníticas comúnmente están localizadas en fajas de plegamientos y lasrocas básicas asociadas a ellas están alteradas o son ricas en hornblenda original.

Joplin (1959, p. 370) ha observado que en las rocas básicas asociadas con batolitosgraníticos, el desarrollo de grandes hornblendas poikilíticas es un indicio inicial de hibrida-

ción. Cristales como éstos, forman una parte característica de la secuencia descrita arriba,por consiguiente, parece normal que la hibridación sea un rasgo común de los cuerpos bási-cos asociados con granitos en fajas orogénicas.

En vista de la estrecha asociación del gabro occidental con la tonalita Santa Rosa, lagranodiorita Jecuán y la adamelita Lachay, parece razonable proponer que las solucionesgraníticas atenuadas, emanentes de estos cuerpos, penetraron a lo largo de los límites granularesy progresivamente efectuaron los cambios descritos anteriormente. Esta conclusión es refor-zada por el hecho de que la facies marginal de la tonalita Santa Rosa es abundante y progre-sivamente contaminada en su contacto con el gabro occidental.

Por tanto, según lo visto, estas rocas son el resultado de la mezcla entre el magmatonalítico y el gabro, y en secciones delgadas ellas comúnmente son indistinguibles de losgabros hibridizados del cuerpo principal del gabro occidental. Sin embargo, cabe señalarque mientras las rocas intrusivas básicas parecen haber sido suceptibles a este proceso, lasrocas volcánicas encajonantes no lo fueron.

Este problema de la hibridación de las rocas básicas ha sido discutido dentro de loindicado para el gabro occidental, principalmente porque es esa área gabroide más grandeque no presenta duda para su identificación. El mismo argumento se aplica, sin embargo, aotras áreas de gabro, a las meladioritas y, en menor grado, a otras clases de diorita.

Este cuerpo aflora en el lado oriental del batolito en el cuadrángulo de Canta. Sellega a él por el río Huataya, un tributario del río Chancay que penetra por la parte Norte enla localidad homónima. En este sector hay vegetación y su apariencia general es muy diferen-te de aquella en la zona árida.



El gabro aflora como una sola masa conspicua. Intruye al volcánico Calipuy y a su

vez es cortado por la tonalita Paccho. La roca es de grano extremadamente grueso, casi conuna apariencia pegmatítica y el piroxeno parece haber sido reemplazado en gran parte porhornblenda. Cristales idiomórficos de plagioclasa, hasta de 2 cm. de tamaño, le dan a la rocaun aspecto marcadamente pegmatítico. En algunos lugares, el color de la plagioclasa esexcepcionalmente oscuro.

Petrografía.- La roca está uralitizada y los únicos piroxenos observados son losclinopiroxenos en el núcleo de hornblenda seudomorfa. La hornblenda es de color verdeazulado y generalmente se presenta como agregados fibrosos. La plagioclasa es fresca yforma una malla de cristales grandes. Tiene una composición de An60. La roca ha sidoconsiderablemente molida y se observa una buena cantidad de epídota e ilmenita.

Las texturas y cambios descritos con hibridación en las secciones precedentes, nohan sido observadas hasta ahora, pero ellas muy bien pueden estar presentes.

Al sur del complejo central del río Huaura, se ven esparcidos varios remanentes degabro. Estos está intruídos tanto por la tonalita Santa Rosa como por la tonalita Paccho, detal manera que no se puede determinar la forma original del cuerpo al cual pertenecieron.

También es posible que ellos representen cuerpos intrusivos separados.

A dos de estos cuerpos de gabro se puede llegar desde Sayán por la quebradaCuthuay, mientras que un tercero se encuentra en la Quebrada Los Leones, una de las prin-cipales quebradas tributarias de la Pampa Santa Rosa.

Aquellos cuerpos de la quebrada Cuthuay están cortados por un stock satélite de latonalita Paccho, y se hallan considerablemente hibridizados en la zona de contacto. La tonalitatambién contiene abundante material gabroide en las áreas marginales, contiene abundantematerial gabroide en las áreas marginales, el cual decrece gradualmente hacia el interior hasta

que finalmente de paso, en forma súbita, a la tonalita no contaminada. El gabro de esta áreaes muy oscuro y de grano relativamente fino.

En contraste, el gabro de la Quebrada Los Leones es algo más claro y feldespático,mientras que la tonalita Santa Rosa adyacente que lo corta, es completamente limpia y sincontaminación.

Petrografía.- Solamente se ha hecho secciones delgadas del gabro de la QuebradaCuthuay, y ellas muestran la presencia de dos piroxenos. Prismas gruesos de hiperstena



están incluídos en cristales ofíticos de augita con varillas de ilmenita de “exsolution”. La

Plagioclasa es fresca y forma una buena malla de entrelazamiento, teniendo una composiciónde An62. Cristales anhedrales de ilmenita llenan los espacios triangulares de la red formadapor los cristales de plagioclasa.

Las meladioritas son fundamentalmente similares a los gabros, siendo esencialmenterocas de dos piroxenos y plagioclasa, en las cuales la plagioclasa es andesina en lugar delabradorita. Sin embargo, generalmente ellas han sufrido un mayor grado de alteración o

hibridación que los gabros, y en grandes áreas. La hornblenda es el único mineral oscuropresente, aunque en casi todos los casos, esta hornblenda no es el resultado de una cristaliza-ción primaria sino del producto de una alteración posterior que reemplaza el piroxeno origi-nal.

En el valle del río Chancay, una gran extensión de meladiorita se presenta comotechos colgantes. Todos estos remanentes formaron originalmente un cuerpo que intruyó alos volcánicos de la formación Casma y que posteriormente fue intruído por la tonalita SantaRosa. En un principio estaban separadas del gabro occidental por una pequeña faja devolcánicos, pero esa posición ha sido obliterada por intrusiones posteriores de la tonalitaSanta Rosa.

Mas hacia el Norte, nuevamente se observan remanentes de meladioritas con aflora-mientos en forma de arco marginando al stock de Cañas. En la misma área, un cuerpo demeladiorita está presente en la unión entre las adamelitas Puscao y Tumaray, mientras que unpoco al Oeste de este lugar, se observa un cuerpo bastante grande de meladiorita el cualclaramente es una sola unidad. Esta unidad se encuentra al borde de la tonalita Santa Rosaque la corta presentando en ciertos lugares estructura bandeada. El Profesor Pitcher, que hamapeado esta diorita, la ha denominado diorita protoclástica.

Ciertos cuerpos de meladiorita forman los bordes de la adamelita Puscao y de la

porción Norte de la adamelita San Jerónimo. Alguno de estos, junto con otros más peque-ños, podrían ser considerados como miembros componentes de los cuerpos de diorita conafloramientos en forma de arco, externos al complejo central y situados al Norte del río Supe.

Metadoleritas, bastante frescas, también se encuentran como componentes margina-les de las tonalitas La Mina y Cerro Muerto, de manera que en general se puede decir que lasmeladioritas se forman característicamente en posiciones marginales, ya sea con respecto auna de las tonalitas principales o a uno de los complejos centrales.



Petrografía.- Las secciones delgadas Nos. 154 y 161 son buenos ejemplos de

meladiorita fresca (ver fig. 5). Grandes prismas euhedrales de hiperstena están incluídos enplacas ofíticas o subofíticas de augita, la cual contiene cuerpos en “exsolution” de ilmenita enforma de varillas. Las texturas y apariencia del piroxeno son muy similares a aquellas vistasen los gabros. La Plagioclasa es fresca y forma una malla , siendo su composición de An50.Las ilmenita está presente y puede llenar los intersticios de la malla formada por la plagioclasa.

Es importante anotar que las muestras provenientes de los sitios cercanos a dondeafloran las rocas frescas descritas más arriba, muestran generalmente un alto grado de altera-ción, el cual es en realidad uno de los rasgos característicos de las meladioritas.

La secuencia de alteración e hibridación es exactamente la misma descrita para el

gabro occidental. Es interesante observar que con el aumento de acidez de la plagioclasa,ésta se hace más difícil de determinar. En la plagioclasa más básica el maclado es nítido ybien definido, mientras que en la plagioclasa más ácida se vuelve más espaciado, poco defi-nido e irregular. La situación se complica más por la abundancia de cristales zonados.

En general se puede decir que tanto en la mineralogía original como en la secuenciade hibridación, las meladioritas y los gabros son notablemente similares. Asimismo, las simi-litudes texturales entre los piroxenos sugieren que las meladioritas y los gabros son cogonéticos.

Las dioritas de este grupo están formadas por cuatro cuerpos muy característicos.Aunque ellos están bastante separados, no es posible distinguirlos por las muestras en manotomadas de cada uno.

La ocurrencia más meridional se ha encontrado alrededor del complejo central delrío Chancay y más al Norte, en la quebrada Lloclla, se presente un cuerpo alargado (bordeNororiental de la tonalita Santa Rosa separándola de la adamelita Puscao).

En el río Supe, un cuerpo algo arqueado está aflorando entre las adamelitas Puscaoy San Jerónimo, justo al Oeste de Jaiva; mientras que al Norte del río Supe, dos miembrosseparados, pertenecientes a un cuerpo en forma de arco bien pronunciado, están presentesen las quebradas Mesa Redonda, Taita Laynas y Chururo. Estos cuerpos son marginales alcomplejo central de la quebrada Paros.

En todos los casos las dioritas biotíticas cortan a meladioritas más antiguas y son a suvez cortadas por las adamelitas posteriores.



Aunque similares en muchos aspectos, estos cuerpos de dioritas presenten ciertasambiguedades. Así la unidad que aflora en el río Chancay grada a una tonalita hacia el ladoSur del río. Esta tonalita que aparentemente es una sub-unidad de la tonalita Paccho, contie-ne otras masas bastante grandes de diorita biotítica que también presentan contactosgradacionales. La diorita biotítica en este punto, al ser simplemente una facies oscura de latonalita Paccho, difícilmente puede ser igual a las dioritas biotíticas aflorantes en otros luga-res, a pesar de que las similitudes litológicas sugieren poderosamente esta correlación.

La litología está caracterizada muy particularmente por grandes playas poikilíticas debiotita bronceada. Todas las unidades contienen feldespato potásico en pequeña cantidad,pero en áreas distribuídas irregularmente se vuelven más importantes pareciendo que la roca

ha sufrido un metasomatismo potásico posterior (Un buen ejemplo de ésto se ve en la dioritadel río Supe, al Oeste de Jaiva). Donde éste fenómeno ocurre, la naturaleza poikilítica de labiotita se transforma hasta presentase en agregados granulares.

También, existe un marcado aumento en el contenido visible de feldespato potásicoen la quebrada Mesa Redonda.

Petrografía.- El piroxeno está generalmente presente como pequeños prismaseuhedrales de augita, siendo en apariencia muy diferentes al clinopiroxeno de las meladioritasy gabros.

La Hornblenda, que generalmente es verde azulada, cubre y reemplaza al piroxenomostrando poca tendencia a desarrollar cristales poikilíticos.

La biotita, el más característico de los minerales oscuros, es de color marrón rojizo yse presenta como grandes placas poikilíticas. Los cristales de ilmenita incluídos, por lo gene-ral, están cubiertos de un borde delgado de esfena.

La plagioclasa es de composición variable, estando los núcleos básicos rodeados debordes ácidos, presentándose comúnmente cristales zonados.

La composición de los núcleos básicos es An50. En contraste con las meladioritas,los núcleos básicos están notablemente alterados, reteniendo una apariencia limpia y fresca.

En algunas rocas, son dominantes las plagioclasas de neoformación y de mayor aci-dez. El valor más ácido registrado es An15.

El cuarzo es bastante abundante en cristales poikilíticos dispersos, los cuales afectany penetran a la plagioclasa adyacente.



La ortosa siempre está presente en pequeña cantidad como cristales poikilíticos de

pertita, reemplazando a la plagioclasa y al cuarzo (comúnmente se encuentran remanentescorroídos de estos dos últimos minerales). La mirmekita se desarrolla característicamente enlos bordes entre la ortosa y la plagioclasa.

En secciones delgadas estas rocas siempre exhiben un tipo de textura granítica. Estose debe principalmente a las pequeñas cantidades de cuarzo y ortosa que siempre estánpresentes, las cuales reabsorven a la plagioclasa cirstalizada anteriormente. Se considera queestos minerales formaron una parte integral del magma de diorita biotítica, la cual cristalizó alfinal, debido a su menor temperatura de cristalización. Esta interpretación es la más adecua-da si se tiene en cuenta la litología extremadamente constante de estas rocas, así como el casode la diorita que aflora en forma de arco alrededor del complejo central de la quebradaParos, donde no hay rocas graníticas en las vecindades de las cuales podrían haber venidolas soluciones, ya que las dioritas intruyen directamente a los volcánicos.

La interpretación aludida, contrasta con la dada para los gabros y meladioritasadicionándose el hecho de que estas no contienen hiperstena, siendo también el piroxenoalgo diferente en su apariencia general.

Estos cuerpos se presentan principalmente como tabiques arqueados (lado Sur delcomplejo central del río Huaura) y en forma de arco (complejo central de la quebrada Pa-ros). Algunos remanentes pequeños también se encuentran esparcidos en otros lugares,pero existe cierta duda respecto a su asociación principal con los complejos centrales.

En el campo, estas rocas son generalmente de grano fino a medio, homogéneas y decolor gris, desarrollando a veces por intemperismo una superficie deleznable.

La diorita que la Quebrada Paros contiene numerosos xenolitos y cristales euhedralesde hornblenda prismática.

Petrografía.- En la actualidad sólo se dispone de pocas secciones delgadas, y ellasindican que las dioritas intermedias son rocas que no contienen piroxeno como mineral pri-mario y que la hornblenda es el mineral máfico dominante. Generalmente la hornblenda sepresente en cristales idiomórficos de color marrón verdoso dispuesto sin ninguna orientación.La plagioclasa comúnmente es más o menos ácida con una composición alrededor de An40,y consiste en fenocristales tanto de forma cuadrangular como de bastoncitos. Los cristaleszonados son comunes y generalmente se ve algo de alteración. El cuarzo sólo se presenteraramente y en muy pequeña cantidad.



Parece que las dioritas intermedias son rocas en las que la hornblenda y la plagioclasa

han cristalizado de una masa fundida, y en las cuales la alteración subsecuente es menosnotable que en otras dioritas.

En la mayoría de los casos estas son rocas intermedias entre el gabro y la tonalita.Tienen un contacto definido con respecto al gabro, pero el cambio a tonalita es marcadamentegradual y transicional. Por consiguiente, desde el punto de vista del mapeo, estas rocaspueden considerarse como una tonalita que ha sido intensamente contaminada por el gabroadyacente.

Es muy curiosa la manera en que se presenta dicha contaminación, pues existe unoscurecimiento gradual y progresivo de la tonalita hasta que cambia imperceptiblemente auna diorita, la cual también se oscurece progresivamente hacia el gabro, siendo muy difícildistinguirlas. Sin embargo, hay un buen contacto vertical y se puede ver que la diorita cortael gabro, no observándose xenolitos y tan solo se presente simplemente un oscurecimientoprogresivo de toda la roca.

Las dioritas varían ampliamente en composición desde casi tonalita a casi gabro.Siguiendo el cambio de la tonalita, la hornblenda y biotita se hacen progresivamente másimportantes mientras que el cuarzo se vá reduciendo en cantidad. La biotita es una constitu-yente prominante e importante en la diorita y permanece así hasta el contacto mismo con elgabro.

Petrografía.- En los ejemplos más básicos, el piroxeno se presente como núcleo delos cristales de hornblenda, habiéndose identificado sólo clinopiroxeno. La hornblenda, quees verde azulada, es pseudomorfa del piroxeno desarrollando también una textura pseudo-ofítica y poikilítica. La biotita siempre está presente en cristales poikilíticos de color marrónrojizo y a veces contiene cristales de ilmenita cubiertos por esfena. La plagiaoclasa muestrauna gran variedad en composición presentando comúnmente cristales zonados (en muchasrocas se observan ejemplos de plagioclasa ácida que reemplaza a una plagioclasa básica

anterior, y en las rocas oscuras se ve generalmente más plagioclasa básica que en las másclaras y tonalíticas). La ortosa puede estar presente ocasionalmente, pero sólo en muy pe-queñas cantidades.

A ambos lados de la tonalita Purmacana se presentan rocas dioríticas oscuras queintruyen a los volcánicos que a su vez son cortadas por la tonalita Purmacana. Estas rocas



cubren una extensa área y son bastante variables en composición, gradando de diorita a

gabro y con un color gris humo a negro.

La mayoría de estas rocas, sin embargo, retienen alguna clase de afinidad texturalcon la tonalita Purmacana misma, principalmente en el tamaño y habitat de los cristales máficos.Aunque esto puede ser casualidad, este carácter así como la estrecha asociación espacial delas dioritas con la tonalita Purmacana, ha dado lugar a que se les haya considerado en esteinforme dentro de un mismo grupo.

Los contactos de las dioritas con los volcánicos de la formación Casma buzan haciaafuera casi verticalmente. En la quebrada Rinconada, los volcánicos están intensamentemetamorfizados.

Los contactos entre la tonalita y la diorita son definidos, pero varían de vertical a casihorizontal, siendo evidente que en algunas áreas la diorita es el techo de la tonalita subyacente.

Petrografía.- Comúnmente en estas rocas se presenta tanto hiperstena como augita.La hiperstena se observa en pequeños prismas euhedrales incluidos en cristales más grandesde augita, la cual contiene varillas en “exsolution” de ilmenita. Estos piroxenos tienen una gransemejanza con aquellos vistos en los gabros y meladioritas en otros lugares, estando cubier-tos y reemplazados por hornblenda la que comúnmente es el principal mineral oscuro de laroca.

Generalmente es de color verde azulado pero algunas veces puede ser marrón ver-doso, presentando una tendencia a desarrollar texturas pseudo-ofíticas y poikilíticas. Oca-sionalmente se ve biotita con un color marrón rojizo. La plagioclasa varía de An65 en lasrocas más básicas a An40 en las más ácidas, siendo común que la plagioclasa básica másantigua sea cubierta y regenerada por la plagioclasa ácida más joven.

El cuarzo en las rocas más ácidas puede estar presente intersticialmente entre loscristales de plagioclasa, habiendo crecido poikilíticamente incluyendo y digeriendo la plagioclasaadyacente.

La mineralogía y textura de estas rocas no sorprendentemente similares a aquellasvistas en los gabros y meladioritas; sin embargo, los comentarios hechos acerca de la asocia-ción entre las rocas y la tonalita Purmacana son válidas.

La relación de las dioritas y gabros con las grandes tonalitas adyacentes es materiade gran interés, de manera que bien podría merecer en el futuro un estudio más detallado.



Este complejo ocupa la mitad occidental del batolito y se extiende del Norte del ríoHuaura hasta el Sur del río Chancay (Fig. 6). Los diferentes miembros varían de diorita agranito presentando una dirección de acidez.

El complejo consiste de una gran área de tonalita que en ciertos puntos se hace másácida. Las principales variaciones graníticas ocurren en la Pampa Ihauanca y Quebrada elCarmen, donde son lo suficientemente notables como para ser incluidas en el mapa, mientrasotras áreas se presentan difusas y de poca extensión. En el cuadrante Nor-oriental, la tonalitaaumenta su contenido de feldespato potásico y horneblenda hasta constituir una gran área demonzo-diorita. La otra variación principal es hacia una diorita y ésto ocurre principalmente

en el flanco occidental del complejo, donde la tonalita ha sido contaminada por el gabrooccidental. Un elemento posterior, la adamelita Humaya, corta las tonalitas, adamelitas ydioritas más antiguas del complejo.

Morfológicamente, el complejo aflora como una unidad contínua, existiendo tambiéndos pequeños stocks externos en el gabro occidental y uno de los volcánicos al Norte del ríoHuaura. A excepción de éstos, las diferentes variantes del complejo están contenidas dentrode un contacto externo continuo.

El complejo de Santa Rosa intruye a los volcánicos de la formación Casma y tam-

bién a otros miembros constituyentes del batolito. Las rocas mas antiguas a las cuales cortason: las tonalitas Paccho y Paraíso, la granodiorita Jecuán, las dioritas intermedias, meladioritas,dioritas biotíticas, al gabro occidental y a los volcánicos de la formación Casma. A su vez escortado por las adamelitas Sayán, San Jerónimo y Lachay, tonalita La Mina y el granitoAmpituna.

Los contactos externos del complejo Santa Rosa con las rocas más antiguas soninvariablemente definidos y casi siempre verticales. La única excepción se presenta al Sur delrío Chancay, donde el complejo está en contacto horizontal con el techo volcánico. Loscontactos con los volcánicos intruídos, por lo general, son perfectamente limpios sin contami-nación por material volcánico incorporado. La roca intruída es solo ligeramente metamorfizada

en el contacto en una zona de pocos metros de ancho.

El complejo en su contacto con los volcánicos y otras intrusiones mantiene su tamañode grano normal casi hasta el mismo límite donde comúnmente presenta un borde de granomás fino.

El complejo puede presentarse en forma limpia a contaminada en los lugares en queintruye al gabro o a la meladiorita. Muy buenos ejemplos de contaminación se ven en loscontactos con la meladiorita en el río Chancay, donde hasta cierta distancia de ellos la meladiorita



ha sido recristalizada dando una roca de grano fino a medio y rica en hornblenda acicular.

En su apariencia general ésta se asemeja bastante a una apinita, aunque claramente de origenmetamórfico.

También en el contacto el complejo tiene en abundancia pequeños xenolitos redon-deados de apinita, los que constituyen más del 50% de la roca. Esta zona de bordura puedetener quizás 100 metros de ancho y está cortada por una tonalita limpia no contaminada.Parece evidente que en este lugar el complejo fué emplazado en dos etapas: primerometamorfizó termalmente y recristalizó la diorita incorporando físicamente una buena canti-dad de material diorítico, después, siguió estrechamente el contacto establecido en la primeraetapa con un efecto mayormente de limpieza.

Una secuencia similar se puede observar en el stock de mayor tamaño emplazadodentro del gabro occidental. La mayoría de los contactos de este complejo son limpios, peroen los flancos orientales de la señal Manquillo tiene su zona de bordura llena de pequeñosxenolitos de gabro redondeados. En este caso, sin embargo, el gabro no está notablementerecristralizado en el contacto.

Otros contactos del complejo con el gabro occidental están contaminados en unaforma algo diferente. Así aquel pasa gradualmente a una diorita que se hace más oscura hacia



el contacto con el gabro siendo ambas rocas bastante similares en el contacto mismo pero, de

todos modos se aprecia un contacto vertical en el que la diorita (una tonalita basificada) cortaal gabro. Esta contaminación gradual contrasta con los bordes xenolíticos, y aunque eviden-temente se requiere un mecanismo diferente, hasta el momento no hay ninguna indicación decual debe ser dicho proceso.

En otros lugares del complejo, los contactos son claros y definidos. Aunque normal-mente no incluye xenolitos de las otras rocas graníticas a las cuales corta, en el contacto conla tonalita Paccho, en la quebrada de La Mina, contiene xenolitos de dicha tonalita.

Las variaciones de diorita han sido tratadas tanto en la sección anterior como en lasección principal sobre las dioritas. Sólo es necesario remarcar que en la contaminación delcomplejo con el gabro occidental, el cambio se efectúa principalmente por un aumento en laproporción de hornblenda y biotita aunque estos minerales mantienen el mismo tamaño ytextura que presentan en las tonalitas.

Existe una marcada semejanza en textura entre estas rocas, la cual está indicadaparticularmente por la presencia de hornblenda prismática y de biotita poikilítica.

La diorita situada en el lado oriental de la adamelita Humaya es cortada tanto por laadamelita como por el complejo, siendo idéntica en apariencia las dioritas originadas porcontaminación, aunque su origen permanece desconocido porque están muy separadas deellas.

La mayor parte del complejo está formado por tonalita, pero a pesar de que existenvariaciones considerables de un sitio a otro dentro de este cuerpo, aun así hay una gran

semejanza de familias. En general, la tonalita es una roca leucócrata, de grano medio, congrandes cristales de hornblenda prismáticos y hojuelas de biotita. Tanto la hornblenda comola biotita tienden a ser de igual tamaño.

Las variaciones generalmente consisten en el incremento de un constituyente máfico aexpensas de la supresión del otro, de manera que se presentan tipos ricos tanto en hornblendacomo en biotita.



Otra variante, es la presencia del feldespato potásico, mineral que normalmente no es

visible en el campo, pero en algunas áreas se les observa en cantidades subordinadas con uncolor rosado, pudiendo aumentar hasta proporciones granodioríticas en ciertos lugares, yaún adamelíticas en áreas restringidas.

Las áreas más importantes donde se observan dichas variaciones están indicadas enel mapa; sin embargo, hay ciertos casos adamelíticos que son muy difusos e irregulares parasepararlos adecuadamente, razón por la que se les ha considerado como variaciones potásicasde la tonalita, siendo uno de los mejores afloramientos el que se encuentra en la Quebrada LaCapilla, en el lado Oriental de la adamelita Humaya.

El aumento de feldespato potásico está asociado con una disminución de los minera-

les máficos y una reducción en la cantidad de hornblenda en relación con la biotita. Lastexturas en los minerales leucócratos son uniformes, el cuarzo y la plagioclasa son comunmenteeuhedrales pudiendo mostrar ocasionalmente algún alineamiento paralelo. El feldespatopotásico, cuando está presente, se muestra en cristales anhedrales de color rosado irregular-mente espaciados. Ninguno de los minerales es porfirítico en relación con los otros.

Las variedades más definidas se hallan en áreas restringidas, tal es el caso de lastonalitas expuestas en el valle del río Huaura (bastante máficas), ricas en hornblenda concristales inusualmente grandes de bordes irregulares y hojosos. También en el lado occiden-tal de la adamelita Humaya, dicho tipo está confinado a una sola intrusión de forma rectangu-

lar, mientras que en lado oriental cambia hacia el Sur transicionalmente en forma muy conspi-cua a una variedad adamelítica.

Otro tipo claramente definido ocurre más al Sur, en el lado occidental de la adamelitaHumaya, donde ocupa un área rectangular que continúa hacia el Sur pasando gradualmentea una tonalita de aspecto más normal. Este tipo está caracterizado por la presencia depequeños cristales euhedrales de hornblenda, los que junto con la plagioclasa están alineadosen una dirección Noroeste-Sureste. Aunque se observa biotita, ésta sólo se presenta enreducida cantidad. La mayor parte del área ocupada por este tipo litológico también estáfuertemente diaclasada en una dirección Noreste, diaclasamiento que ha dado lugar al patrónde erosión en la Pampa Huancaya, y a la larga, al desarrollo de la irrigación Santa Rosa.

Otro hecho notable, es que este tipo de tonalita solamente tiene algunos diques para-lelos al diaclasamiento y otros cerca al contacto con la adamelita Humaya. De tal manera, enesta área, la litología distintiva y prácticamente la ausencia de diques se combinan para dar ala tonalita un aspecto local bien definido.

Tanto este tipo como el hornbléndico del río Huaura mencionado anteriormente, sontan peculiares que cabe la posibilidad de que ellos representen etapas de intrusión del magma



tonalítico principal con aspectos ligeramente diferentes; pero, como en ambos casos los con-

tactos son gradacionales hacia el Sur, en la actualidad no es dable probar esta suposición.

Un tipo litológico muy similar, con la hornblenda euhedral y sin biotita ni alineamientode cristales, se presenta en una área extensa en cuyo centro se encuentran los Cerros LaCapilla, entre el río Chancay y la Quebrada de Los Leones. Tiene contactos completamentegradacionales con la tonalita normal a biotita y hornblenda. Otro cambio gradacional es a unamonzodiorita en el lado Noroeste del afloramiento, donde la proporción de máficos, princi-palmente hornblenda, ha aumentado mucho (probablemente hasta cerca del 30%) habiendotambién un incremento marcada en la cantidad de feldespato potásico. Sin embargo, loscontactos entre este tipo extremo y la tonalidad normal son completamente transicionales.

En la mayor parte del área al Sur del Cerro La Capilla, predomina una tonalita normala biotita y hornblenda. Las biotitas son moderadamente grandes y hojosas, mostrandoalguna tendencia a ser poikilíticas.

En dicha área septrentional, se vé comúnmente feldespato potásico en forma esporá-dica, presentándose partes irregulares, con una composición granodiorítica o aún a vecesadamelítica, cerca a los contactos con la meladiorita en la Pampa Huerequeque. Mas haciael Sur, nuevamente en la quebrada del río Seco y Pampa Descansa Muerto predominan tipostonalíticos normales sin feldespato potásico visible.

Casi toda la tonalita del complejo de Santa Rosa está contenida dentro del cuerpoprincipal de éste, existiendo sin embargo algunas excepciones. Así un pequeño cuerpo rec-tangular, que yace entre el río Huaura y el río Supe, está constituído de una tonalita conabundante hornblenda en grandes prismas de bordes irregulares similar a las tonalitas ex-puestas en el Valle del río Huaura.

En el lado occidental del complejo se encuentran tres intrusiones dentro del gabrooccidental. Una de éstas, de forma rectangular, hace una entrada diagonal dentro del aflora-miento de gabro y es cortada en su lado oriental por una “pulsación” posterior de tonalita.Varios techos colgantes (pequeños) se ven dentro de este cuerpo, existiendo una transiciónmuy gradual hacia el Sur a una facies diorítica que forma un amplio afloramiento cerca al

contacto con el gabro.

Una fase granítica tardía, al igual que la tonalita, tiene sus contactos limpios, nítidos yverticales con el gabro. Pequeños stocks del mismo granito están emplazados dentro delgabro cerca al contacto principal.

Los otros dos stocks de tonalita son del tipo normal a biotita y hornblenda. Uno tieneun borde diorítico contaminado en un punto, mientras que el otro no presenta signos decontaminación. Los contactos en estos stocks aislados son verticales, pero en el lado oriental



de la Pampa Luchi Huasi se ve un contacto con buzamiento suave, lo cual indica que el nivel

de exposición debe estar cerca al techo de las intrusiones.

Petrografía.- Debido a la variabilidad de las tonalitas, tan solo se dá una descrip-ción algo generalizada.

La hornblenda generalmente está presente adoptando la forma de prismas euhedralesde color verde azulado, los cuales aunque usualmente están libres de inclusiones, ocasional-mente son poikilíticos, pudiendo incluir restos corroídos de plagioclasa. Los bordes de estoscristales pueden, inclusive ser ocasionalmente euhedrales contra la plagioclasa.

La biotita es marrón rojiza, generalmente en cristales muy definidos aunque pueden

reemplazar ocasionalmente a la hornblenda; comúnmente es poikilítica, encerrando restoscorroídos de plagioclasa.

La ilmenita generalmente está asociada con la biotita pudiendo presentarse en frag-mentos incluidos dentro de ella y con un borde de esfena. Este último mineral también ocurrecomo pequeños cristales granulares en biotita, especialmente cuando ésta se halla cloritizada.En otras partes, la esfena se presenta asociada con ilmenita (comúnmente como un bordeangular) aunque también puede ser euhedral y esquelética. La esfena inclusive a parececomo cristales dispersos, en cuyo caso generalmente es euhedral.

La plagioclasa comúnmente es de dos tipos, una generación de cristales euhedralesbien maclados con una composición de más o menos An40 y una generación posterior decristales claros, probablemente maclados y más euhedrales que la plagioclasa anterior. Sue-len presentarse sobre crecimientos de la nueva plagioclasa sobre la antigua, resultando por logeneral cristales zonados.

El cuarzo generalmente es abundante y se le encuentra intersticialmente, tiende aformar cristales granulares simples o grupos de cristales granulares, pudiendo también serpoikilítico encerrando y reemplazando a todo el material previamente existente.

El cuarzo corroe a la plagioclasa cuando los cristales están adyacentes, mientras que

los cristales que se hallan dentro de sus playas están reemplazados uniformemente, de talmanera que los bordes de ellos se destacan más que en otras porciones de roca donde no seencuentra cuarzo.

La ortosa siempre está presente, aunque en muchos casos no se puede ver en lasmuestras de mano o en el campo. Aparece como pertita en forma de hilos, constituyendoplayas intersticiales que se ramifican incluyendo la mayor parte de los materiales pre-existen-tes en la roca.



Particularmente el cuarzo y la plagioclasa está disueltos y reemplazados, presentán-

dose como inclusiones redondeadas dentro de la ortosa. Comúnmente en los bordes entreplagioclasa y ortosa se desarrolla mirmekita, aunque el principal feldespato potásico es ortosa,también se presenta ocasionalmente microclina en forma intersticial, pero más granular ymenos poikilítica.

En el lado Norte la transmisión de tonalita hornblenda adamelita es extremadamentegradual, hecho que está indicado en el mapa por un contacto punteado que en realidad dá

muy poca idea de su naturaleza. Sin embargo, en los lados meridional y oriental el contactoes definido y se puede observar que la adamelita corta a la tonalita verticalmente.

Parece evidente que la tonalita original fue modificada por el paso de soluciones ricasen potasio, las cuales la convirtieron en una adamelita por procesos metasomáticos. Laproporción de feldespato potásico fue sustancialmente incrementada, disminuyendo al mismotiempo la de los minerales máficos, de manera que en la roca resultante la biotita supera a lahornblenda, mientras que en la tonalita original el caso fue a la inversa.

El rejuvenecimiento metasomático fue suficiente para movilizar la roca, al menos par-cialmente, y este movimiento de la roca transformada y removilizada es el que explica los

contactos definidos en el lado meridional de la unidad.

Un proceso similar ocurrió en el centro del área removilizada. Parece que las solu-ciones ricas en potasio se difundieron desde un reservorio central altamente cargado. Des-pués de la solidificación final de la adamelita removilizada, el reservorio central retuvo sumovilidad y antes de su consolidación final se emplazó como un stock circular de granito concontactos nítidos y verticales contra la adamelita circundante.

Siguiendo a la solidificación final de la adamelita y del stock central de granito, seemplazó un conjunto de diques de andesita cortando a la tonalita más antigua, a la adamelita

y al granito.Petrografía.- Una sección delgada del granito central muestra que éste contiene

algunas hojuelas esparcidas de biotita de color marrón claro. Unos cuantos granos redon-deados de ilmenita están presentes, de los cuales uno o dos están recubiertos con esfena.

Plagioclasa un poco ácida está ampliamente esparcida como inclusiones en ortosa,teniendo normalmente márgenes mirmequíticos en contacto con ésta.



El mineral dominantes es la ortosa, la que está en grandes cristales poikilíticos y

pertíticos que ocasionalmente se aproximan a formas euhedrales con macla de Carlsbad. Laortosa reemplaza tanto a la plagioclasa como al cuarzo, presentándose también algunos cris-tales de microlina.

El cuarzo es abundante como agregados de grandes cristales granulares en formaintersticial, aunque los cristales poikilíticos también son comunes. Donde estos cristales em-piezan a ramificarse se inicia una textura granofírica con la ortosa.

Esta variación adamelítica se encuentra en la quebrada El Carmen, en el lado Nortedel río Huaura. En este caso los contactos entre la adamelita y la tonalita adyacente sondefinidos, no presentando en ningún sitio gradaciones. La adamelita, sin embargo, aún retie-ne una semejanza textural con la tonalita, siendo más rica en ortosa y más pobre en mineralesmáficos.

El stock de granito central, como aquel de Pampa Ihuanca, tiene un contacto definidocontra la adamelita y consiste casi exclusivamente de cuarzo y ortosa.

Un conjunto de diques se emplazaron en la adamelita en una etapa en la que éstaestaba lo suficientemente sólida para fracturarse, aunque luego debió haber un importanteresurgimiento de metasomatismo potásico hasta un punto tal que permitiera removilizar laadamelita. El resultado de esto es que los diques están fragmentados, formando hileras dexenolitos (diques transformados) y aunque están excelentemente desarrollados en la unidadEl Carmen, también se les observa en algunos otros sitios del complejo Santa Rosa.

En la parte Nororiental del complejo y principalmente al Sur del río Chico, hay unamplio afloramiento de un tipo de roca uniforme y bastante distintivo que evidentemente esuna variación de la tonalita, ya que las texturas y el tamaño de grano muy similares y loscontactos con ella son ampliamente gradacionales. Sin embargo, el contenido mineral es algopeculiar de manera que su clasificación es dificultosa.

Esencialmente, la roca es una tonalita con un incremento notable de hornblenda y unaumento similar en la proporción de feldespato potásico. El contenido máfico es de más o



menos 30%, mientras que la proporción de feldespato potásico es casi igual con la de

plagioclasa.

En consecuencia, la roca corresponderá a una adamelita máfica o a una granodioritamáfica, según la proporción de feldespato potásico, pero si es deficiente en cuarzo puede serconsiderada como una monzodiorita. (Este útlimo es el punto de vista que hemos adoptadoen base a la información disponible).

La roca aflora en ambas orillas del río Chico cerca de Sayán. El acceso al aflora-miento en el lado Sur es por las quebradas La Mina y Pampa Grande. En la mayor parte deél la litología es muy uniforme y se caracteriza principalmente por los cristales euhedrales dehornblenda y por el feldespato potásico de color gris rosado, el cual, aún en el campo, se

puede ver que es marcadamente intersticial.

En algunos lugares del fondo del valle se presentan variaciones generalmente de unaextensión muy local y de un grano algo más fino que el tipo de roca original; no obstante esto,ellas indican la posibilidad de “oleadas” (surges) magmáticas de material diferenciado, que asu vez proviene de la tonalita principal.

Aunque con una litología marcadamente constante y característica, los contactos conla tonalita principal son gradacionales, pudiéndoseles ver en la parte superior de la QuebradaLos Leones.

Petrografía.-Lo más notable de esta roca es la presencia del clinopiroxeno comorelictos dentro de los cristales de hornblenda, algunas veces bastante importantes.

Los cristales de hornblenda son prominentes y euhedrales, generalmente de colorverde azulado. La biotita es marrón rojizo oscuro y también en cristales euhedrales. Loscristales de plagioclasa de más o menos An40, forman una red tridimensional de cristales bienmaclados.

El cuarzo rellena los espacios de dicha red y su forma está generalmente controladapor la plagioclasa confinante, aunque en algunos casos ha comenzado a reemplazar a la

plagioclasa adyacente, escapándose de los límites de la red.

La ortosa, que es abundante, ha penetrado a lo largo de la fractura poikilíticamente,incluyendo y digeriendo a la plagioclasa. El cuarzo también es reemplazado por ortosa.



Dentro del complejo de Santa Rosa se encuentar cierto número de intrusiones de untipo de roca característica. Sólo en un caso se halla un miembro de este grupo fuera delcomplejo, y ello ocurre en la quebrada Lumbra, donde un pequeño cuerpo está emplazadodentro de la tonalita Paccho.

La principal ocurrencia de este tipo de roca, aunque algo irregular, esencialmentepuede considerársele como rectangular. Se extiende desde el Caserío de Humaya en el ladoNorte del río Huaura, hasta casi la Pampa de Huaral.

Otras intrusiones están asociadas con los complejo centrales de Sayán y del río

Chancay, formando el lado Sur del primero y el lado Norte del segundo; asimismo un peque-ño cuerpo aflora en la pampa de Huaral entre el fundo Margaret y el fundo María Luisa.

Litológicamente todas estas intrusiones separadas son similares, presentando un co-lor blanco a crema con prominentes paquetitos de biotita esporádicamente dispersa de ½ a 1cm. de tamaño. En algunos lugares cuando la biotita es más pequeña y dispersa, comúnmen-te se aprecia un incremento en el feldespato potásico y la roca adquiere un color rosado.

Dicho tipo de color y textura muy parecido al de las variaciones potásicas de latonalita de Santa Rosa, es característico de los afloramientos localizados en ambos lados delrío Huaura y típico del distrito de Humaya.

El cuarzo, aunque siempre está presente, no es muy notorio y se desarrolla especial-mente en forma tabular en las intrusiones asociadas a complejo central del río Chancay. Enestas mismas intrusiones los paquetitos de biotita están fuertemente cloritizados y comienzana desintegrarse.

En la intrusión situada al Sur del complejo central, la hornblenda se hace más impor-tante que la biotita, existiendo un contacto gradacional entre las dos facies.

En general, los miembros de la unidad tienden a formar prominencias topográficasque a cierta distancia se ven como rocas claras comúnmente atravesadas por diques oscuros.

El conjunto de diques presentes dentro del Complejo de Santa Rosa e intrusivosvecinos están notablemente concentrados dentro de la adamelita Humaya, concentración quesin embargo, es mucho más marcada en el Sur que en el lado Norte del intrusivo principal,donde los diques se encuentran casi completamente ausentes.

Petrografía.- La hornblenda está generalmente presente pero en reducida cantidad,ofreciéndose por lo común, en pequeños cristales euhedrales esparcidos y de color azul



verdoso.

La biotita es el mineral ferromagnésico dominante, presentándose como grandes cris-tales bien formados de color marrón oscuro a marrón rojizo. Estos cristales están reempla-zados frecuentemente por un agregado de pequeños granos de biotita de color marrón ver-doso, en los que los ejes mayores de los cristales están generalmente orientados a ángulosrectos con aquellos de la biotita original. Esta alteración comienza en las márgenes perotermina reemplazando completamente al cristal. La cloritización posterior reemplaza conmuchos casos a ambas generaciones de biotita.

Comúnmente se encuentran cristales de ilmenita, esfena y apatita incluídos dentro ocerca de la biotita. La esfena se puede presentar cubriendo a la ilmenita como cristales

euhedrales individuales o como concentraciones granulares en biotita cloritizada.

La plagioclasa se presente como cristales euhedrales claramente maclados con unacomposición de más o menos An40, que a menudo están cubiertos por zonas de composi-ción más ácida. Grandes placas euhedrales de plagioclasa no maclada corroen a la plagioclasa,siendo también común la presencia de muchos cristales (pobremente desarrollados) deplagioclasa de color gris y con maclas difusas.

El cuarzo que es abundante, generalmente se observa como agregados de grandescristales corroyendo a la plagioclasa.

La ortosa siempre está presente, pero generalmente en pequeña cantidad; apareceen cristales de pertita, poikilíticos intersticiales y ramificados, los cuales encierran y reempla-zan a la plagioclasa.

Parece que de acuerdo a la composición, la roca típica de color blanco y de biotitasgrandes es en realidad una granodiorita o una leucotonalita. La porción indudablementeadamelítica está restringida a la variante del distrito de Humaya, propiamente dicho.

El complejo ocupa la mitad oriental del batolito y está localizado precisamente frente

al complejo de Santa Rosa, teniendo una extensión similar (Fig. 7). Esta atravesado por losvalles de los ríos Huaura, Huanange (tributario del anterior) y Chancay.

El acceso es mucho más difícil que en el caso del complejo de Santa Rosa, debido aque está más lejos de la Costa y en un terreno más alto.



Considerados como un par, los complejos de Santa Rosa y Paccho constituyen unafigura de lo más singular. El contacto septentrional del Complejo de Santa Rosa es paraleloal tramo del río Huaura que corre al Oeste de Sayán con una dirección 29°, mientras que elcontacto septentrional del complejo de Paccho es paralelo al tramo del mismo río, pero quecorre al Este de Sayán con una dirección de 30°. Dichos contactos dan al par de tonalitas unafloramiento en forma de cola de pescado con un ángulo entrante de 100°.

Casi todos los afloramientos conocidos del complejo de Paccho se encuentran cir-

cunscritos en un solo contacto externo, porque sólo se presentan dos pequeños cuerposfuera de él, uno en la quebrada Lloclla (límite entre los cuadrángulos de Huaral y Ambar) y elotro adentro del complejo de Santa Rosa (al Sur de Sayán en la quebrada Cuthuay). Estasdos ocurrencias son remanentes que se encuentran rodeados por rocas más jóvenes.

Las rocas del complejo de Paccho cortan al volcánico Calipuy y a los gabros ymeladioritas; a su vez, son cortados por las tonalitas monzodioritas y la adamelita Humayadel complejo de Santa Rosa, así como por las adamelitas de Lumbre, Puscao y Sayán ytambién por el granito de Ampituna.



Mientras que el complejo de Santa Rosa ha sido fácilmente divisible en cierto número

de componentes litológicos, el complejo de Paccho no ha podido ser dividido en la mismaforma, porque su composición es relativamente uniforme y las rocas son universalmente degrano medio. Las variaciones ácidas son raras porque existe una tendencia constante hacialas básicas o hasta dioritas, siendo todas ellas irregulares y gradacionales. Litológicamente lavariedad que se presenta con más frecuencia es una tonalita a hornblenda de grano medio.

La biotita usualmente no es visible en muestra de mano, excepto en el valle de Chancaydonde afloran variedades ricas en biotita.

La hornblenda generalmente es pequeña y euhedral en prismas cortos; mientras queel cuarzo, aunque visible en especímenes de mano, normalmente no es abundante, existiendo

pocos signos de una fábrica direccional asociada con la plagioclasa.

En muestra de mano generalmente se presenta como una roca blanca salpicada concristales máficos negros, que al incrementarse oscurecen la roca haciéndola gradar imper-ceptiblemente a diorita.

En ciertas localidades el feldespato potásico se hace importante observándosele asimple vista como granos de color gris rosado, sin llegar a constituir nunca fenocristales.Variaciones de esta naturaleza se encuentran en la quebrada Ihuari, cerca al caserío de Huaycho,en el límite entre los cuadrángulos de Huaral y Canta.

Las tonalitas del complejo de Paccho contienen xenolitos en una proporción prome-dio de 5 a 10% (esto constituye una notable diferencia con el complejo de Santa Rosa dondelos xenolitos son raros) y una longitud de 10 a 12 cms. que raramente es sobrepasada; son deforma ovalada y no presentan ninguna orientación pues están uniformemente distribuidas entoda la masa de roca.

Por lo general los xenolitos son de grano fino y mucho más oscuros que la tonalitaque los contiene, estando comúnmente rodeados por un borde fino de material félsico cons-tituido de plagioclasa y cuarzo. Contra este borde félsico, los cristales pequeños de hornblendade los xenolitos están recristalizados en cristales más grandes, indistinguibles de aquellos de la

tonalita. Este proceso de recristalización grosera y digestión de xenolitos de grano fino,puede seguirse a través de todas las etapas desde un xenolito no afectado hasta una concen-tración de cristales de hornblenda que señala el lugar que ocupaba un xenolito. Mas allá deesta etapa no se presenta ningún indicio, de manera que es imposible estimar cuál puedehaber sido la contribución total de los xenolitos digeridos por la tonalita.

Dentro del cuerpo principal de la tonalita se puede ver varios tipos locales claramentedefinidos, pero sin embargo las relaciones de ellos con la tonalita principal todavía no ha sidoposible aclarar. Existen afloramientos de áreas accesibles por el Valle de Chancay, donde W.



Taylor de la Universidad de Liverpool ha mapeado los contactos internos de las diferentes

variedades. En esta área la mayor parte de las tonalitas contienen biotita, que por lo comúnes muy poikilítica. Algunas de estas tonalitas biotíticas muestran una gran semejanza con ladiorita biotítica del complejo central del río Chancay, hecho que sugiere la posible relación deesta diorita con e complejo de Paccho.

Todos los contactos internos y la mayor parte de los externos son verticales y defini-dos. La hornfelsificación de los volcánicos puede presentarse hasta una distancia de 1/3 km.del contacto, siendo el metamorfismo termal generalmente de grado moderado. El moteadoes común y los volcánicos metamorfizados son algo más oscuros que las rocas inalteradas, locual indica una recristalización más o menos completa. La epídota se presenta en formarelativamente abundante.

En el cerro Pirahuay, situado en la esquina Noroeste del cuadrángulo de Huaral, seobserva un contacto horizontal. En ese lugar los volcánicos están afectados hasta ciertadistancia encima del contacto, presentándose alguna mineralización a lo largo de las fracturas.Este contacto es importante ya que indica que el techo del complejo de Paccho está más omenos a 3,500 metros sobre el nivel del mar. Generalmente no hay ningún cambio en eltamaño de grano de la tonalita hacia el contacto exterior, pero muy comúnmente se presentauna gradación a diorita, siendo en realidad dioritas las rocas que se encuentran cerca alcontacto.

Petrografía.- Como se mencionó anteriormente, el carácter principal del complejode Paccho es la tendencia a variar en una dirección diorítica, lo que se demuestra claramenteen las secciones delgadas, pero debido al pequeño número de ellas, el estudio resulta insufi-ciente, pero es indudable que representa una buena ayuda.

La característica más interesante es que muchas rocas contienen clinopiroxeno comomineral primario. Este mineral generalmente está en forma euhedral en prismas cortos ytambién puede mostrar bordes redondeados o lobulados. Comúnmente contiene lamelas de“exsolution” de ilmenita y quizás de otro piroxeno. El clinopiroxeno, en apariencia y textura,es muy similar al observado en las meladioritas y gabros.

Dicho piroxeno comúnmente está cubierto por hornblenda, presentándose tambiénhornblenda euhedral probablemente primaria. Esta hornblenda es de color verde azulado yaunque generalmente es auhedral también puede ser poikilítica.

La biotita normalmente está presente en grandes hojuelas con textura poikilítica.Algunas rocas no contienen piroxeno sino únicamente hornblenda y biotita.

La plagioclasa comúnmente está en el rango de An40 a An50 y consiste general-mente de una red pobremente entrelazada de cristales euhedrales y bien maclados. Hay



alguna reabsorción de estos cristales por otros minerales y comúnmente están cubiertos y

parcialmente reemplazados por plagioclasa ácida.

Los espacios triangulares de la red de plagioclasas están ocupados por cuarzo yortosa en estado muy poikilítico. Estos minerales tienen a salir de sus recintos triangulares alo largo de fractintergranulares incluyendo a otros minerales poikilíticamente y digeriéndolos;de manera que en la actualidad puede observarse restos separados de plagioclasas, en con-tinuidad óptica, incluídos en cuarzo y ortosa. Con el aumento de cuarzo, éste se presentecomo agregados de grandes cristales largos y granulares.

La ortosa generalmente se presenta en cristales poikilíticos de pertita y microlinaocasionalmente en cristales euhedrales. En ciertas ocasiones la ortosa puede formar una

textura groseramente granofírica con cuarzo, donde la naturaleza residual de la fracción cuar-zo-feldespática, dentro de la red de plagioclasa, es realmente un fino intercrecimientogranofírico.

En base al estudio de las secciones delgadas, parecería que en la mayor parte de loscasos la roca fue más o menos completamente cristalizada, dando una diorita consistente depiroxeno y plagioclasa hornblenda y plagioclasa, con cuarzo y ortosa residual atrapados enlos espacios de la red de plagioclasa. Este líquido residual reaccionó sobre los cristales deplagioclasa circundante, tal vez incrementándose en alguna forma, y el cuarzo y ortosa adicio-nal continuaron con el trabajo de inclusión y digestión iniciado por el líquido atrapado.

La fuente de la cantidad adicional de cuarzo y ortosa no es conocida, pero en generalparece estar relacionada con la historia de cristalización del complejo, pudiendo ser líquidosresiduales concentrados en una parte de la intrusión y que más tarde se desplazaron a otrositio.

El resultado, de una manera general, es que la roca que originalmente fue diorítica encomposición ahora es diorítica, tonalítica o granodiorítica, dependiendo del grado deautometasomatismo que ha sufrido. Existe, sin embargo, un marcado contraste en la compo-sición entre este complejo y el de Santa Rosa, pero el carácter diorítico de él, indicadoclaramente por la constante presencia de piroxeno, difícilmente puede ser más evidente.

Este complejo aflora en la parte Sur del área, más o menos entre los cuadrángulos deHuaral y Canta (Fig. 8). El acceso es bueno, pudiéndose llegar a él desde Huaral por laQuebrada río Seco y la Pampa Descansa Muerto. Dentro del área mapeada sólo se encuen-tra al extremo Norte del complejo, quedando la mayor parte al Sur de ella.



Contiene biotita de un color marrón oscuro que se presenta como cristales poikilíticosbien desarrollados en las rocas dioríticas, pero en las variedades ácidas lo hace como unconjunto de pequeños cristales granulares con sus ejes principales orientados normalmente aleje mayor del conjunto. En las variedades más ácidas la biotita es más importante que lahornblenda, mientras que en las dioritas sucede lo contrario.

La plagioclasa forma en las dioritas una red bien desarrollada y orientada, en las

cuales los cristales son el tamaño mediano y los espacios entre ellos están ocupados porcuarzo marcadamente poikilítico.

La envoltura y parcial destrucción de la red de plagioclasa por los cristales poikilíticosde cuarzo, hornblenda y biotita dan una apariencia muy característica a la diorita en seccióndelgada.

En las variedades más ácidas, la plagioclasa se presenta en cristales más grandes loscuales generalmente son euhedrales y desorientados, pero comúnmente zonados. Los nú-cleos de los cristales zonados son An40, similares en composición a la red de plagioclasa enlas dioritas.

El cuarzo se presenta generalmente como agregados de cristales granulares, pudien-do ser en algunos lugares groseramente poikilíticos en relación con la plagioclasa.

La ortosa está generalmente presente en las variedades tonalíticas como grandesplayas intersticiales y poikilíticas de pertita, la cual reemplaza tanto al cuarzo como a laplagioclasa, siendo comunes los bordes mirmekíticos con este último mineral.



Los miembros del complejo de Cayan afloran en la parte Sur-occidental delcuadrángulo de Canta (Fig. 8). El acceso es desde Huaral por la quebrada Pacaybamba. Esposible que, tal como sucede con el complejo del Paraíso, éste se extienda considerablemen-te hacia el Sur, allá del límite del área mapeada.

Las relaciones intrusivas de este complejo son algo limitadas, así él intruye a las rocasvolcánicas y sedimentarias de las cajas, pero con el único cuerpo intrusivo que está en con-tacto es con el del Paraíso, no habiendo sido posible hasta ahora establecer las edades

relativas de estos dos.

Este complejo tiene contactos verticales con las rocas encajonantes, las que consis-ten de areniscas de grano fino con volcánicos encima. La estratificación de los sedimentos yde los volcánicos es horizontal, siendo cortados sin ninguna distorsión. Presenta un ligerogrado de alteración termal que parece afectar más a los volcánicos que a los sedimentos.

En el campo el complejo Cayán está integrado por una roca clara (color crema) conhornblenda en prismas euhedrales bastante prominentes. El cuarzo, aunque presente, no esmuy notorio en las muestras de mano.

Petrografía.- La hornblenda se presenta como prismas euhedrales que comúnmen-te están maclados.

Existen pequeñas cantidades de biotita generalmente cloritizada.

La plagioclasa forma una red entrelazada constituída por cristales euhedrales de gra-no medio a grueso con una composición de An40 y escasa o moderada orientación. Algunoscristales tienen un sobrecrecimiento de plagioclasa ácida, siendo comunes los cristales zonados.

El cuarzo se presenta localizado en los espacios triangulares de la red de plagioclasa,donde generalmente exhibe una textura poikilítica o está reunido en grupos de cristalesgranulares.

La ortosa está presente en muy pequeña cantidad mediante in intercrecimientogranofírico con cuarzo en los intersticios de la red de plagioclasa.



Este complejo se encuentra ubicado cerca al pueblo de Pacaycamba en la esquinaSur occidental del cuadrángulo de Canta (Fig. 8). El acceso es desde Huaral, siguiendo laQuebrada Pacaybamba.

Este complejo no ha sido estudiado en detalle pero se sabe que está formado porgabros, dioritas y tonalitas emplazadas dentro de volcánicos encajonantes. Las relacionescon otras unidades intrusivas son escasas.

Es probable que el complejo corte un gran cuerpo meladiorítico y sea cortado por laadamelita de Huataya, pero esto todavía no se ha establecido en el campo.

Respecto a este complejo se ha hecho sólo una sección delgada correspondiente auna tonalita que exhibe ciertas características peculiares.

La roca contiene tanto hornblenda como biotita, pero ésta es el mineral más impor-tante.

La plagioclasa forma una red débilmente orientada de cristales euhedrales, mientrasel cuarzo que está localizado en los espacios intersticiales puede ser a veces poikilítico.

También se presenta un mozaico de grano fino a medio formado de cuarzo y ortosa

granular, el cual ha reaccionado sobre la red de plagioclasa hasta un grado considerable.

En ciertas partes de la sección delgada la roca se asemeja a un pórfido de plagioclasa,mientras que en otros es una tonalita más normal.

Los miembros de este complejo se presentan como intrusiones individuales amplia-mente separadas. (Fig. 9) y generalmente en forma de stocks. Están caracterizados por una

litología definida que permite considerarlos en dos grupos de intrusiones bastante alejados eluno del otro. Uno está localizado entre el río Pativilca y el río Supe y el otro está en el ladoSur del río Huaura donde algunos miembros está entre los del complejo centrado del ríoHuaura.

El grupo del Norte está ampliamente esparcido y en términos generales tiene la formasemejante a un cuadrado. Un pequeño stock de la tonalita Ambar está ubicado en el áreageográficamente dominada por este complejo, pero como tiene una litología diferente se letratará en forma separada.



Los dos stocks ubicados más al Norte están cortados por la adamelita de Pativilca,

accesible por los valles laterales del río homónimo. Ambos stocks están situados dentro delos volcánicos terciarios, y los contactos son verticales y horizontales, siendo evidente que elnivel del afloramiento está cerca al techo de las intrusiones.

Al Sur del río Pativilca, en la cabe cera de la quebrada Hornillos, se presenta uncuerpo alargado de tonalita. En un extremo, este cuerpo linear corta una gabro-diorita más

joven, la cual puede ser considerada como marginal a la tonalita. Esta intrusión linear estáemplazada completamente dentro de los volcánicos de la formación Casma.

Más hacia el Sur, en la quebrada Paros, se presenta un stock grande de tonalita, elcual forma el núcleo centrado de Paros. Está emplazado principalmente dentro de los volcá-

nicos terciarios, pero corta a dioritas y meladioritas en su lado Sur, siendo a su vez cortadopor la adamelita San Jerónimo en varios sitios. Esta intrusión está muy fallada, existiendodiques cerca a las fallas y mineralización a lo largo de estas zonas. En su lado oriental sedesarrolla una zona de bordura muy xenolítica, la cual tiene un contacto muy claro con latonalita desprovista de xenolitos. Todos los contactos externos de este stock son empinadoscon cierta variación litológica que no se ha mapeado en detalle.

A corta distancia, hacia el Sur, hay otro pequeño stock de la misma tonalita justo alNorte del río Supe y se halla emplazado dentro de diorita, diorita biotítica y rocas volcánicasde la formación Casma, siendo también cortado por la adamelita de San Jerónimo.

En general, el efecto sobre las rocas volcánicas en las cuales están emplazadas esligero. La estratificación está cortada sin distorsión, presentándose contactos nítidos y míni-mas indicaciones de metamorfismo termal.

El grupo meridional consiste de un stock perfectamente definido emplazado en elcomplejo de Santa Rosa (cortando al conjunto de diques que se hallan dentro de él) y en unaserie de remanentes dispersos de granodioritas, los cuales tienen ocasionalmente alta propor-ción de xenolitos. (Estos remanentes constituyen la granodiorita de La Hoyada), Por conve-niencia se designa a este stock de tonalita como el stock de San Miguel, ya que la haciendade dicho nombre se encuentra dentro de su área de afloramiento.

Sus contactos son siempre verticales y están cortados en el lado oriental por una granfalla. Posee una zona interior de tonalita clara y otra exterior de tonalita más máfica, cuyolímite común es visible en las fotografías aéreas. Los contactos con otros cuerpos intrusivosestán ocultos bajo el aluvión del río Huaura, pero es probable que la intrusión corte a dioritasy sea cortado por la adamelita de Sayán.

Las diversas ocurrencias de la granodiorita de la Hoyada forman una serie de frag-mentos no conectados alrededor del borde meridional del complejo centrado del río Huaura.



Parece que los miembros meridionales de la tonalita de La Mina deben haber sido

emplazados, en su actual posición, debido a algún control estructural ejercido por el desarro-llo del complejo centrado del río Huaura.

La granodiorita de La Hoyada está contenida físicamente dentro del complejo cen-trado y la tonalita de San Miguel, aunque está fuera de él, se encuentra muy cerca.

Todos los miembros de este complejo, ampliamente disperso, están caracterizadospor una litología similar. En el campo presentan colores claros y son de grano fino. Normal-mente tienen hornblenda y biotita en más o menos iguales proporciones, pero la hornblendaes marcadamente acicular sin ninguna orientación. Generalmente presentan xenolitos pero enmuy pequeña cantidad y comúnmente en una etapa de digestión avanzada.

En las facies marginales oscuras de la tonalita de San Miguel, el carácter acicular dela hornblenda desaparece prevaleciendo en su lugar una textura musgosa. Este cambio enapariencia es causado por la hornblenda al desarrollar un estado poikilítico, en oposición a laforma acicular normal.

Petrografía.- La hornblenda por lo general está presente como prismas bien desa-rrollados y comúnmente maclados. Mayormente son de color verde azulado pero tambiénpueden ser verde olivo y marrón.

La biotita se presenta como cristales euhedrales de color marrón rojizo, los cualespueden ser poikilíticos y generalmente no mayores de ½ o 1 mm.; cristales de ilmenita y deesfena finamente granular están estrechamente asociados con la hornblenda y la biotita.

La plagioclasa se presenta tanto como relictos individuales, en cristales euhedrales decomposición An40 como en grupos de cristales con una incipiente orientación. Estos crista-les de plagioclasa, moderadamente básica, pueden ser cubiertos de plagioclasa, moderada-mente básica, pueden ser cubiertos de plagioclasa ácida, siendo común el zonamiento. Estoes particularmente más evidente en los cristales aislados que en sus grupos. En las zonas ricasen cuarzo también se presentan pequeños cristales de plagioclasa euhedral ácida.

El cuarzo se ofrece como cristales poikilíticos intersticiales dentro de los espacios dela red formada por la agrupación de cristales corroyendo y reemplazando a ésta, pero, enotros lugares se agrupa como agregados de cristales granulares los cuales sólo son modera-damente poikilíticos con relación a la plagioclasa.

La ortosa siempre está presente y generalmente se encuentra como grandes playasde pertita, incluyendo y reemplazando al cuarzo y a la plagioclasa.



En general el cuarzo tiende a ser concentrado en un lugar y la ortosa en otro. Aun-

que siempre está presente la ortosa no es de ninguna manera el feldespato dominante.

La mayoría de las rocas quedan en el límite entre la tonalita y la granodiorita; perocomo el feldespato potásico no se vé fácilmente en el campo ni en las muestras de mano,estas rocas se han mapeado como tonalitas.

En general, las texturas son más graníticas que en las tonalitas descritas hasta ahora.Al determinar la textura, el cuarzo y la ortosa son más importantes que la plagioclasa domi-nante en la mayoría de las tonalitas.

Los miembros de este complejo se presentan en la parte Norte del área, aproxima-damente en el límite entre los cuadrángulos de Barranca y Huaral. En el lado oriental elcomplejo está limitado por una meladiorita que probablemente es marginal, mientras que elsector meridional está emplazado dentro de las rocas volcánicas de la formación Casma. Enel lado occidental intruye a las dioritas del complejo Purmacana, continuando hacia el Nortemás allá del área mapeada hasta un límite desconocido.

El principal tipo de roca es una tonalita, pero en el Sur existen dos cuerpos que tienen

un carácter granodiorítico o aún adamelítico (Fig. 10). Litológicamente estos cuerpos sonsimilares a la tonalita principal, pero son más ricos en feldespato potásico y más pobres enminerales máficos. No se han establecido aún las relaciones entre las rocas ácidas y latonalita normal, pero es probable que los miembros ácidos corten a esta.

La principal variación granodiorítica está bien expuesta en ambos lados del ríoPativilca, siendo su accesibilidad bastante fácil. El stock es circular y está ubicado justo alNorte del valle principal del río Pativilca, siendo accesible al pie por la Quebrada de la Isla.La tonalita principal está atravesada por la quebrada Rinconada, en la cual existe una carre-tera.

El complejo en conjunto está emplazado principalmente dentro de las rocas volcáni-cas de las formaciones Casma y Calipuy. La meladiorita del flanco oriental puede conside-rarse, al menos estructuralmente, como parte del complejo. En el lado occidental, dichocomplejo corta al de Purmacana, siendo en consecuencia más jóven que éste.

Los contactos de las variedades granodioríticas con los volcánicos de la formaciónCasma son verticales y definidos, pudiendo verse claramente desde la carretera. Las rocasvolcánicas encajonantes están cortadas por ocasionales venillas de aplita y se hallan



metamorfizadas más o menos hasta 200 mts. del contacto. Fenómenos similares pueden

verse en el contacto de la Quebrada de las Islas. Los contactos de la tonalita y granodioritacon la meladiorita son bastante similares, pero en este caso no se observa metamorfismo enla meladiorita.

Donde la tonalita corta a la diorita Purmacana en contacto se inclina hacia afuera(70°), presentándose, por algunos metros cerca al contacto, una facies de tonalita rica enbiotita.

Dentro de la tonalita se presentan dos grandes techos colgantes de material volcáni-co, los cuales son alargados y paralelos a una falla que corre a lo largo de la Quebrada de laRinconada. Las rocas tonalíticas cerca a estos techos colgantes están contaminadas, siendode composición diorítica. Sin embargo, la contaminación es gradual y no por la inclusión y

digestión de xenolitos.Las tonalitas son de grano mediano, de color gris y algo ricas en minerales máficos.

Contienen hornblenda y biotita aproximadamente en la misma proporción, presentándoseaquella en prismas gruesos, mientras que la otra lo hace en pequeñas hojuelas ampliamentediseminadas.

Las granodioritas tienen escencialmente una textura similar a la indicada, pero la can-tidad de minerales máficos es mucho más reducida. El feldespato potásico se hace visible yen algunos casos llega a ser un constituyente importante.



Dentro del stock circular la litología es muy variable y algunas de las rocas presentes

tienen claramente un carácter adamelítico.

Las rocas granodioríticas y adamelíticas que afloran cerca al río Pativilca y en laQuebrada de las Islas, se caracterizan por un curioso estilo de intemperismo cavernoso.

Petrografía.- En la tonalita la hornblenda se presenta como prismas euhedrales quecontienen frecuentemente cristales muy grandes de esfena, mientras que cristales esqueléticosde este último mineral pueden ocurrir en las vecindades.

La biotita y la ilmenita también están localizadas comúnmente cerca de la hornblenda.La primera conforma cristales poikilíticos dispersos de ½ mm. de tamaño.

La plagioclasa ofrece una red algo corroída y moderadamente orientada de cristaleseuhedrales de composición An40, los que están parcialmente cubiertos, presentando unsobreescurrimiento de plagioclasa más ácida. Estos cristales han sido corroídos por cuarzoy ortosa, y los aislados están más afectados que los agrupados.

El cuarzo se presente principalmente en forma intersticial como cristales poikilíticosque pueden ser muy grandes, teniendo también la tendencia a agruparse en agregadosgranulares de cristales más pequeños.

La ortosa se halla en pequeña cantidad como cristales poikilíticos intersticiales.

En las variedades granodioríticas y adamelíticas se pierde toda traza de la red deplagioclasa, quedando como único remanente los cristales euhedrales aislados de plagioclasaAn40, los que pueden estar cubiertos por plagioclasa ácida o zonada. El cuarzo se presentaen mayor cantidad, tanto en grandes cristales poikilíticos como en agregados granulares. Elvolumen de ortosa también es mucho mayor y los cristales poikilíticos tienden a ser másgrandes, formándose ocasionalmente cristales maclados.

En las rocas más ácidas la proporción de hornblenda y biotita es menor, pero estosminerales son similares en textura a los cristales máficos de la tonalita.

Los miembros de este complejo se encuentran casi completamente dentro delcuadrángulo de Barranca, estando la gran mayoría de ellos situados dentro de un solo con-tacto externo. Tres pequeños stocks se presentan a 5 kms. del extremo meridional del cuer-po principal, a los cuales se les puede considerar como ramificaciones aflorantes de unaunidad mayor (Fig. 11).



Los principales tipos de roca presentes son tonalita y diorita, observándose ocasio-

nalmente variaciones gabroides de diorita, así como granodioríticas o adamelíticas en formalocal. En general, sin embargo, la mayor parte del complejo es de tonalita y diorita, por loque puede ser considerado como un grupo de tonalitas básicas tal como el complejo dePaccho o el complejo del Paraíso, en lugar de una tonalita ácida como la indicada en los deSanta Rosa y Cerro Muerto.

Ya que este complejo está situado en el lado occidental del batolito, cerca de laCosta, el acceso en general es muy bueno. Se puede llegar a los stocks ubicados fuera delcontacto externo por el valle de Supe y un sistema de carreteras muy adecuado (existente enlas partes bajas de los valles de Pativilca y Fortaleza) que cruza el complejo en muchospuntos. Por estar ubicado en la zona costanera, árida y sin vegetación, la exposición es muybuena, aunque las arenas eólicas cubren grandes áreas en ciertas localidades.

El complejo Purmacana está totalmente emplazado dentro de los volcánicos de laformación Casma. En su lado oriental está cortado por el complejo de Cerro Muerto,siendo éste el único cuerpo intrusivo con el cual es posible establecer una edad relativa.Hacia el Sur se aproxima al complejo de Santa Rosa, pero no lo suficiente como para esta-blecer una relación entre ellos.

En general, los contactos con los volcánicos son verticales, aunque también se pre-sentan otros suavemente inclinados u horizontales, particularmente en el lado Sur del río

Pativilca, entre los cerros Roncador y Pichus Bajo.



Existe un enorme techo colgante constituído por rocas volcánicas entre los ríos For-

taleza y Pativilca (área del cerro Pascar) intensamente metamorfizado no así en los contactosexternos donde ha sido poco afectado (los volcánicos de la formación Casma presentan conestratificación delgada en el lado occidental del Batolito, y en las vecindades de Paramonga yPativilca se puede observar que la inclinación es de 10° a 15° al Oeste, manteniendo estacaracterística hasta el mismo contacto, donde las capas están bruscamente cortadas sinmostrar mayores efectos ya sea estructurales o metamórficos. Luego, el mejor sitio paraobservar la naturaleza intrusivo del Batolito queda a lo largo del contacto occidental delcomplejo de Purmacana).

La diorita también corta los volcánicos en la quebrada de la Rinconada,

metamorfizándose termalmente hasta cierta distancia del contacto que es vertical y nítida-mente intrusivo.

En ciertos lugares se presentan techos colgantes de roca volcánica a lo largo de loscontactos entre los complejos de Purmacana y Cerro Muerto, y aún entre la tonalita y ladiorita del complejo de Purmacana. En efecto, estos elementos son pequeños tabiques loca-lizados entre intrusiones adyacentes y siempre están muy metamorfizados.

El miembro tonalítico también corta al miembro diorítico del complejo y los contac-tos generalmente son definidos y muy inclinados, aunque se conoce por lo menos un contactoque es gradacional (no se observa ninguna variación en la tonalita hasta el mismo contacto ni

ningún signo de alteración termal en la diorita).

Existen dos afloramientos de rocas dioríticas localizados uno en cada flanco de latonalita, de los cuales el que está ubicado en el lado oriental es de mayor tamaño.

En el campo la diorita no es uniforme, variando su color de gris oscuro a claro (gene-ralmente las rocas más oscuras son de composición gabroide). Las rocas son de grano medioy no presentan cristales porfiríticos. Comúnmente, sin embargo, se pueden observar en losnúcleos de los cristales prismáticos de hornblenda relictos de piroxeno de color marrón porintemperismo.

Dentro de los afloramientos de diorita existen áreas bastante grandes que tienen uncarácter tonalítico, pero estas son de una litología diferente a las tonalitas posteriores quecortan a las dioritas. La hornblenda generalmente es prismática y puede estar bien orientada.No obstante, la tonalita está fuertemente cizallada, de manera que es difícil tener una ideaclara de la verdadera litología de estas rocas (en el río Seco, inmediatamente al Sur de laPampa Huachana Capusa, se puede ver una buena sección de estas tonalitas cristalizadasdentro del afloramiento de diorita).



Las tonalitas son variables, pero en general presentan un color gris oscuro. En dife-

rentes partes de la intrusión se observan diversos tipos de tonalita, siendo probable que ellospuedan ser mapeados e inclusive hay la posibilidad de establecer la naturaleza compuesta delcomplejo de tonalita, pero todavía no se ha intentado nada al respecto.

El tipo más característico es una roca gris oscura con grandes cristales poikilíticos dehornblenda de más o menos 1 cm. de tamaño promedio. Este tipo se ha observado en varioslugares de la intrusión y también dentro del cuerpo satélite más grande, llegando a ser elprincipal constituyente.

El tipo más común es una tonalita gris oscura de grano mediano con pequeñoscristales prismáticos de hornblenda, los cuales ocasionalmente muestran núcleos de color

marrón por intemperismo, indicando así la existencia la relictos de piroxeno. Este es proba-blemente el principal tipo de roca dentro del complejo y parece estar cortado por un tercertipo constituído por una tonalita biotítica gris oscura que presenta hojuelas de biotita poikilítica,aunque las relaciones de campo no se han establecido con seguridad. Esta tonalita a biotitase presenta penetrando en la diorita en el valle del río Fortaleza, en el extremo septentrionaldel cuadrángulo de Barranca y en pequeños stocks en la quebrada de Julquillas. Ocasional-mente existen áreas de adamelita, pero estas no son cuantitativamente importantes.

Petrografía.- Las rocas más básicas son los gabros, los cuales contienen tantoortopiroxeno como clinopiroxeno. Los piroxenos son bastante similares en color y textura a

los encontrados en los gabros y meladioritas tratados anteriormente.La plagioclasa forma una red bien desarrollada y los cristales de piroxeno presentan

comúnmente una textura óptica grosera con la plagioclasa que tiene una composición An65.

En las rocas dioríticas existen relictos de piroxeno, pero estos están extensamenterecubiertos de hornblenda, la que puede presentarse como cristales fibrosos incoloros ocomo grandes fenocristales poikilíticos de color oscuro con una marcada textura ofítica.

Los cristales de plagioclasa incluídos en la hornblenda son redondeados y en parteestán reemplazados por este mineral. Con el incremento de la acidez la plagioclasa básica

más joven es recubierta y reemplazada por una plagioclasa básica más ácida de composiciónvariable. Los núcleos básicos de la plagioclasa varían en composición de An40 y An60 yestán comúnmente muy alterados y fracturados.

El cuarzo aparece en los intersticios triangulares de la red de plagioclasa penetrandoen forma poikilítica y encerrando y digeriendo los fragmentos incluídos de plagioclasa. Amedida que el volúmen de cuarzo aumenta, la roca se hace más tonalítica.

La tonalita de hornblenda poikilítica, tipo 1 de la serie de tonalitas dadas en la sección



anterior, está muy cerca en composición a una diorita. Tiene una red bien desarrollada de

plagioclasa, cuyos cristales han sido cubiertos y rejuvenecidos por plagioclasa más joven.Los cristales de cuarzo están presentes en los intersticios como grandes cristales poikilíticos,los cuales han destruido significativamente la textura de la red de plagioclasa.

En el tipo más difundido de tonalita no se presenta la textura poikilítica tan notable dela hornblenda, en cambio, los cristales pueden ser euhedrales y de menor tamaño con unatextura ligeramente aplítica en algunos puntos. La biotita sin embargo, está casi siemprepresente, generalmente en agregados granulares de pequeños cristales de color verde olivo,ubicados comúnmente cerca de la hornblenda y también asociados con ilmenita y esfena. Elcuarzo se presenta tanto en cristales poikilítico aislados, como en masas de pequeños crista-les de alrededor de l/6 de mm. en tamaño. Estos desorganizan a los cristales de mayortamaño al entrelazarse con ellos. También en dichas masas granulares se puede ver ocasio-nalmente pequeños cristales de plagioclasa. La ortosa es rara, y en términos generales estáausente en los miembros del complejo Purmacana, a pesar de que puede presentarse comoun intercrecimiento granofírico con cuarzo en los intersticios triangulares en algunas rocas, ycomo grandes placas individuales poikilíticas en otras. En este sentido este complejo difieredel de Paccho, en el cual la ortosa generalmente está presente.

Esta granodiorita conforma un cuerpo pequeño en el lado occidental del Batolito,más o menos a 13 kms. al Noroeste de Huaral (Fig. 12). Tiene aproximadamente un aflo-ramiento de forma cuadrangular de unos 5 ½ kms. de ancho y 6 ½ kms. de largo, presentán-dose principalmente en el extremo Sureste de la Pampa de Luchihuasi, en el lugar en quecomienza la Irrigación Esperanza Baja.

La granodiorita está emplazada dentro de los volcánicos de la formación Casma ytambién penetra en el gabro occidental, siendo intruída por uno de los stocks exteriores de latonalita Santa Rosa.

Esta intrusión no perturba la estratificación volcánica, pero las rocas muestran algu-

nos signos de alteración (la epídota es abundante en los cerros de La Mina se puede observaralguna mineralización de cobre). De la misma forma, los contactos con el gabro son igual-mente verticales y definidos, pero no se ha detectado ningún indicio de metamorfismo termal.También, el contacto con la tonalita Santa Rosa es igual pero es difícil de observarlo debidoa su profunda intemperización, aunque la presencia de venillas de la tonalita Santa Rosacortando a la granodiorita establecen claramente la edad relativa de estos dos cuerpos.

En el campo la granodiorita presenta una composición bastante variable. El tipo másbásico, que ocupa aproximadamente la parte oriental de la intrusión es una granodiorita o



tonalita hornbléndica de grano muy fino. Los cristales de hornblenda son visibles solamente

como diminutas hojuelas en una matriz gris que parece tener abundante cuarzo a pesar de queno se pueden distinguir cristales individuales. La parte occidental de la intrusión consisteprincipalmente de una aplita blanca muy conspicua, pero no existe una relación clara entreella y la granodiorita, encontrándose muy comúnmente grandes áreas de granodiorita dentrodel afloramiento principal de la aplita. Est se puede observar en el lado oriental del cerroSeñal Latio y un terreno abrupto al pié del lado Norte del mismo cerro, donde aflora en unaextensión de unos cientos de metros cuadrados una aplita de grano grueso que contiene piritadiseminada. Este miembro se intemperiza tomando un color anaranjado muy diferenciable enel campo.

Una de las características más notable de todas las variedades litológicas de lagranodiorita Jecuán, es la presencia de un diaclasamiento muy menudo, el cual favorece alintemperismo profundo y determina la presencia de superficies, de intemperismo cubiertas depolvo y de fragmentos pequeños de roca. Esta es la razón por la cual se hace difícil obtenermuestras que no se disgreguen, así como mapear los contactos mineros.

En ciertos lugares de esta intrusión se pueden observar diques que tienen un patrónirregular.

Petrografía.- La granodiorita moteada de grano pequeño contiene regular cantidadde cristalitos de hornblenda ampliamente diseminados, los cuales generalmente están bien

orientados y presentan formas euhedrales.Comúnmente contiene ilmenita que puede estar cubierta por esfena; este último mi-

neral también suele presentarse como cristales euhedrales adyacentes a la hornblenda.

Pequeños fragmentos de biotita euhedral de color verde o marrón están presentes,aunque no son comunes.

La plagioclasa por lo general es bastante turbia y está intensamente corroída por elcuarzo que es posterior y que se presenta en forma abundante. Dicha plagioclasa probable-mente formó al comienzo una red groseramente definida, en cuyos intersticios se alojó y

creció poikilíticamente el cuarzo. Este cuarzo intersticial, que en algunos casos tuvo caráctergranaofírico, fue incrementado por un flujo de cuarzo granular (grano pequeño), el cual co-rroyó marcadamente a la plagioclasa. En algunas muestras se puede observar otra genera-ción de cuarzo con grano grueso.

La aplita consiste casi totalmente de glóbulos granofíricos de varias clases. La por-ción feldespática siempre se presenta turbia y los relictos de plagioclasa están bastante co-rroídos y derivan principalmente de productos de alteración del feldespato original.



En resúmen, esta unidad se compone de una gran variedad de tipos de roca que

varían de tonalita a adamelita, por lo que la clasificación de granodiorita es solamente unageneralización que necesita precisarse en el futuro con un trabajo más detallado.

Esta unidad se presenta en el lado oriental del Batolito dentro del cuadrángulo deAmbar (Fig. 12). Su contacto Nororiental corre a lo largo del lado meridional de la Quebra-da Aynaca, la cual sirve de acceso para visitar el afloramiento. En general, este cuerpoocupa un terreno elevado y de difícil acceso, razón por la cual sólo se le ha investigado

superficialmente.

En el Sur y en el Noreste, este intrusivo penetra en los volcánicos de la formaciónCalipuy, endureciéndolos ligeramente. En el lado Norte de la quebrada, en una pequeñaextensión, los volcánicos presentan sulfuros diseminados que al oxidarse han dado una limonitade color rojo brillante.

El contacto Nororiental en la quebrada Aynaca es vertical, el meridional está parcial-mente fallado y dentro de la intrusión, en el extremo Sur, yace un gran techo colgante de rocasvolcánicas. La estratificación de dichos volcánicos es horizontal y aparentemente continúafuera de la intrusión, inmediatamente hacia el Sur.

En el lado Noroccidental esta intrusión ha sido penetrada por la adamelita San Jeró-nimo con un contacto vertical, mientras que en el Suroeste ha intrusado a la tonalita Pacchomostrando también un contacto vertical.

Litológicametne es una roca muy conspicua, con biotita como mineral máfico domi-nantes, grandes cristales de cuarzo y cierta proporción de feldespato potásico. La rocacontiene de 5 a 10% de xenolitos grandes, bien definidos y redondeados.

Petrografía.- La hornblenda se presenta en prismas alargados, bien formados y

comúnmente maclados pudiendo estar estrechamente asociada a la biotita.La biotita es el mineral máfico dominante con un color oscuro puede ser euhedral o

poikilítica, estando de manera ocasional cloritizada y comúnmente contiene inclusiones deilmenita y esfena.

La plagioclasa consiste principalmente de cristales euhedrales bien definidos, los cualespresentan una zonación bastante fina y están corroídos por cuarzo y ortosa, conteniendoocasionalmente núcleo sausuritizados de una plagioclasa anterior más básica.



El cuarzo se presenta en pequeñas cantidades como grupos de cristales granulares

de 1 a 2 mm. de tamaño promedio. Los cristales individuales pueden ser más grandes ytienen una relación poikilítica con la plagioclasa.

La ortosa forma grande placas poikilíticas de pertita que constituyen bordesmirmekíticos contra la plagioclasa.

Estos intrusivos (Fig. 12) están ubicados cerca al flanco occidental de la tonalitaPurmacana, aflorando en una zona de colinas bajas atravesadas por las quebradas río Seco

y la Litera. Más hacia el Norte, la intrusión de cuarzo es fácilmente accesible en la PampaBermejo (la carretera Panamericana pasa sólo a unos cientos de metros de estas intrusiones).

Con contactos verticales y patentes, ambas intrusiones están emplazadas en volcáni-cos de la formación Casma, los cuales en las vecindades de ellas y sobre una amplia áreapresentan colores brillantes, intemperizados con matices rojos y amarillos.

Esta coloración puede deberse a la oxidación de los sulfuros diseminados que seintrodujeron por procesos relacionados con el emplazamiento de las intrusiones. Aparte dela intensa coloración de los volcánicos, no parece que existe otro fenómeno de metamorfismode contacto.

El stock de cuarzo claramente manifiesto, consiste completamente de cuarzo y estábien diaclasado. Lamentablemente no existe ninguna sección delgada de manera que esimposible señalar si el cuarzo es primario o un reemplazamiento secundario de una intrusiónanterior.

El pórfido cuarcífero es un cuerpo extremadamente difícil de mapear ya que tiene elgrano de tamaño similar al de los volcánicos y todos ellos están bastante coloreados, aunquepredominan los matices verdes. El intrusivo está profundamente intemperizado, de maneraque es prácticamente imposible obtener una muestra fresca, pero las observaciones de cam-

po indican que la roca consiste de fenocristales de cuarzo y feldespato incluídos en una matrizde color verde oscuro.

Las secciones delgadas muestran que los fenocristales de cuarzo están altamentecorroídos por una matriz de grano fino. El borde exterior de los cristales de cuarzo estáalterado e impregnado con inclusiones diminutas de polvo. Los fenocristales de plagioclasatienen un índice de refracción ;menor que el cuarzo pero están bien alterados y además depresentar maclas de albita, bastante espaciadas, tienen una textura pertítica. Los cristales deplagioclasa, aunque está corroídos, retienen hasta cierto punto su forma euhedral.



La matriz consiste de pequeños cristales de cuarzo y plagioclasa cargados con partí-

culas diminutas de polvo, lo que dificulta la identificación individual de estos minerales. Lamatriz cerca a los cristales de cuarzo es relativamente de grano fino, tal como si fuesen már-genes de enfriamiento local brusco. Otras áreas de grano fino aparecen en forma no siste-mática y las áreas de grano más fino están más propensas a colorearse con óxidos de hierro.Pequeñas partículas de minerales opacos están dispersas en toda la roca.

Estos dos stocks bien definidos se encuentran ubicados al Este del Batolito (Fig. 13)

estando atravesados por el valle Chancay y emplazados dentro de la formación volcánicaCalipuy.

El stock de Acos corta a una secuencia horizontal mientras que el intrusivo localizadoal Este de Acos está emplazado dentro del núcleo de un gran anticlinal. Los contactos son



nítidos y verticales existiendo sólo pequeños indicios de perturbación o alteración termal en

las zonas de contacto.

El stock de Acos es de una litología muy variada, pero en general presenta unaapariencia tonalítica característica con minerales oscuros contenidos en una; masa de colorgris pálido o blanco. El stock al Este de Acos es más uniforme y está particularizado por unatextura porfirítica no muy clara con fenocristales de plagioclasa.

Petrografía.- Se tiene:

Se presenta algo de hornblenda en cristales euhedrales de color verde claro conabundantes inclusiones.

La biotita es el mineral mágico dominante siendo por lo general de un color marrónoscuro. Se encuentra dispersa como cristales individuales poikilíticos o como grupos decristales. En este último caso está comúnmente asociada con ilmenita y con grandes cristalesirregulares de esfena, presentándose por lo general cloritizada.

La plagioclasa se halla como relictos corroídos con los bordes euhedrales originales

bastante modificados por cuarzo y ortosa. Comúnmente existe un borde exterior de plagioclasaácida, mientras que los núcleos son más básicos.

El cuarzo se presenta como grandes cristales irregulares y poikilíticos y tambiéncomo grupos de cristales granulares en los cuales los cristales adyacentes están separadospor un borde de ortosa. Este último mineral aparece más característicamente en grandescristales poikilíticos.

La textura de esta roca es completamente granítica y en composición es por lo me-nos una granodiorita, pudiendo ser adamelita.

En esta roca el mineral máfico dominante es la biotita, la cual puede ocurrir comoparticular dispersas y cristales poikilíticos o como grupos de biotita anhedral con inclusionesde ilmenita.

La plagioclasa consiste de cristales anhedrales bien maclados de composición An35-40 con zonas externas de plagioclasa más ácida. Estos cristales están fuertemente corroídos



por una matriz granular compuesta de cuarzo y ortosa en partes más o menos iguales. Oca-

sionalmente pueden existir grandes cristales poikilíticos de cuarzo, pero el promedio de loscristales de la matriz es de 1/8 de mm.

Comúnmente se encuentran uniones de tres puntos y el material intersticial entre losgranos de cuarzo de ortosa, aunque ocasionalmente se pueden presentar grandes cristalesirregulares de microclina.

La roca es esencialmente un pórfido de composición granodiorítica, a pesar de locual las texturas, especialmente de la plagioclasa, tienen mucho en común con la tonalitanormal o con las rocas granodioríticas.

A 4 km. aguas arriba del contacto oriental de la intrusión ubicada al Este de Acos, seencuentra un pequeño stock de porfido cuarcífero (Fig. 13).



En muestras de mano es muy similar a las rocas piroclásticas circundantes pero pue-

den distinguirse de ellos debido a que los cristales porfiríticos de cuarzo y plagioclasa estáncorroídos por una matriz de grano fino.

El cuarzo se presenta en grandes cristales bien formados, pero éstos están común-mente fracturados y profundamente corroídos por la matriz.

La matríz de la roca es de grano finísimo, pero parece consistir en un intercrecimientode cuarzo y ortosa en una escala diminuta.

La biotita se presenta como grupos granulares en la matriz y con minúsculas varillasde ilmenita.

La tonalita de A mbar es un pequeño stock alargado emplazado en los volcánicosCalipuy en el lado oriental del Batolito (Fig. 13). El pueblo de Ambar, ubicado en el río Supe,se encuentra más o menos en el centro de la intrusión.

Aunque dicho cuerpo se halla fuera del propio Batolito, se presenta donde este seangosta, yaciendo por consiguiente en la zona lineal donde las rocas intrusivas pueden encon-

trarse a profundidad. En realidad, puede ser la manifestación superficial de tales intrusivosocultos y en consecuencia su relación con las rocas adyacentes ya fue considerada anterior-mente.

La intrusión es alargada en la dirección de una falla cercana, la cual puede haber sidoelegida por el magma como canal de ascenso.

La tonalita es de color gris claro, de grano medio y está compuesta de cristalesprismáticos de hornblenda y grupos de biotita ubicados en una pasta gris.

Petrografía.- La hornblenda está presente como prismas euhedrales y la esfena

ocurre ocasionalmente en forma de cristales anhedrales emplazados a lo largo de las trazasdel civaje, así como en las vecindades de los cristales de hornblenda.

La biotita es de color marrón oscuro y se presenta en grupos de cristales, general-mente cloritizados, que comúnmente contienen glóbulos de ilmenita.

La plagioclasa consiste de cristales anhedrales con núcleos de plagioclasa básicaintensamente alterados y un borde amplio no alterado de plagioclasa clara más ácida. Estos



La plagioclasa ocurre como grandes cristales euhedrales bien maclados y común-

mente zonados con núcleos de una composición An35, presentándose bastante corroídospor cuarzo y ortosa.

Grandes cristales individuales de cuarzo son poikilíticos en sus bordes con plagioclasa,existiendo también grupos de cristales de cuarzo. La ortosa es abundante en grandes crista-les poikilíticos de pertita.

Las texturas de esta roca son dominantemente graníticas y en composición es unagranodiorita o adamelita; sin embargo existen variaciones dentro del intrusivo de manera quela composición, en general, bien puede considerarse como la de una tonalita.

Un pequeño stock de pórfido está emplazado en los volcánicos Calipuy, a unospocos kilómetros al Este de Gorgor, en el cuadrángulo de Ambar (Fig. 13). En muestra demano este intrusivo es de color oscuro con abundantes y bien definidos cristales de plagioclasa.

Petrografía.- La roca consiste esencialmente de cristales porfiríticos de plagioclasadispuestos en una matriz de grano fino formada de cuarzo y ortosa.

Se observa también algunos fragmentos de biotita cloritizada y los cristales de

plagioclasa son frescos, euhedrales y comúnmente zonados, (de un núcleo básico de compo-sición An40 o un borde ácido). Estos cristales parecen ser similares, en todo sentido, a losvistos en una tonalita normal, pero están corroídos en los bordes por numerosas invasionespequeñas de la matriz de grano fino, la que consiste de una mezcla de cuarzo y ortosa con untamaño de grano promedio de 1/20 de mm.

Cristales granulares de cuarzo, tanto euhedrales como anhedrales, están dispuestosdentro de un conjunto de grandes cristales poikilíticos de ortosa.

Esta intrusión queda justo fuera del área, pero con la ruta de acceso a la mina Rauraes por el río Huaura, resulta conveniente incluir una corta descripción (Figs. 13 y 14).

La intrusión está emplazada dentro de calizas en un lugar cuya geología es bastantecomplicada; en realidad corresponde a una parte de transición entre la zona de pliegues ysobreescurrimientos y la de fallamiento en bloques (la estructura consiste de pliegues bienapretados en calizas, los cuales están inclinados y sobreescurridos hacia el Este). La intrusiónestá situada en el núcleo de un gran anticlinal inclinado.



Es una intrusión compuesta que presenta un núcleo interior de tonalita, mientras que

el afloramiento principal es de una roca seudovolcánica con estratificación horizontal y pro-bablemente de composición riolítica o dacítica.

Dicha roca seudovolcánica tiene un contacto externo vertical con las calizas, resul-tando estas últimas metamorfizadas termalmente en un espacio estrecho alrededor del con-tacto. La roca intrusiva en el contacto está auto-brechada y silicificada mientras que lascalizas en las vecindades de la intrusión están mineralizadas, presentándose igualmente algu-nas vetillas de mineral dentro de la intrusión misma, así como sulfuros diseminados en ciertoslugares.

Lamentablemente como se han preparado secciones delgadas de la roca

seudovolcánica, solamente se describe a continuación la tonalidad interior.

Petrografía.- El piroxeno se presenta en cristales euhedrales y transparentes declinopiroxeno, esporádicamente cubiertos de hornblenda uralítica de color claro y ocasional-mente reemplazado directamente por biotita.

Existe hornblenda clara en reducida cantidad y en pequeños cristales con bordesirregulares.

La biotita se halla en grandes cristales dispersos de color marrón rojizo y de formairregular. La ilmenita está comúnmente asociada con la biotita y otros minerales máficos.

La plagioclasa forma una red no definida y algo perturbada por la presencia de mine-rales posteriores, en la que los cristales tienen un núcleo de composición An40 y están co-múnmente zonados y cubiertos por plagioclasa ácida.

El cuarzo se presenta en forma intersticial y con relaciones poikilíticas con la plagioclasaadyacente, así como en grupos de pequeños cristales granulares con un borde externopoikilítico.

La ortosa en pequeñas placas pertíticas está estrechamente asociada con el cuarzo,

el cual presenta texturas intermedias entre aquellas encontradas en una tonalita normal y en unpórfido tonalítico, tal como aquel situado al Este de Acos.

Esta intrusión está ubicada más o menos a 10 kms. al Sur oeste de Oyón (Figs. 13 y15). Es un pequeño stock sub-volcánico con algo más de 1 km. de diámetro, emplazado enlas calizas Jumasha del sinclinal Rapaz. La intrusión es compuesta y consiste de una zona



marginal de brecha silicificada y de un pórfido interior. El pórfido tiene fenocristales de

cuarzo y plagioclasa dispuestos dentro de un conjunto oscuro de grano fino y de composiciónbastante variable.

Las calizas de la formación Santa, ubicadas a ½ km. de la intrusión, se hallanmineralizadas y es posible que ello está asociado con el emplazamiento del intrusivo.

El área mineralizada y la esquina Nororiental de la intrusión ha sido objeto de unestudio geofísico, habiéndose detectado la presencia de un cuerpo conductor junto a la intru-sión. Los geofísicos interpretaron este hecho como la indicación de la existencia, en profun-didad, de sulfuros masivos, o la conversión en grafito de las calizas orgánicas de la formaciónPariatambo (Evans & Greenwod, 1968).

Este stock sólo ha sido observado fotogeológicamente, no habiéndosele visitado.Está situado a 22 kms. al Sudeste de Oyón y alrededor de 40 kms. al Oeste de Cerro dePasco (Fig. 13).

El stock está emplazado dentro del núcleo de un anticlinal de las calizas de Jumasha,siendo éste uno de los muchos pliegues que existen en el área tan restringida y de intenso ycomplicado plegamiento.



En las fotografías aéreas el material intrusivo en el núcleo del anticlinal aparece con un

color claro y profundamente afectado por un intemperismo que ha actuado a una escala muypequeña. El patrón de drenaje está de acuerdo con aquel que normalmente se desarrolla enun material homogéneo.

Este stock que consiste de un pórfido de plagioclasa y cuarzo, está emplazado encalizas y volcánicos en el límite entre la zona de pliegues y sobreescurrimientos y la de fallamientoen bloques (Fig. 13), muy cerca de la Divisoria continental, en el camino entre la haciendaQuena Huasi y Minas Ragra.

La estructura local está oscurecida por los volcánicos, pero parece que la intrusión sehalla a lo largo de la línea de sobreescurrimiento principal que separa las areniscas Chimú delas calizas Jumasha. Las lutitas Carhuaz que afloran en las cercanías están metamorfizadas,pero sólo en un grado muy bajo.

La situación general de este stock es muy similar al de Chungar y no se ha preparadoninguna sección delgada.

El stock de Chungar (Fig. 13) está localizado en la Divisoria continental, en el lugarde transición entre la zona de pliegues y sobreescurrimiento y la de fallamiento en bloques. Elacceso por carreteras es por el camino de Santander y Río Pallanga.

Esta emplazado en calizas de la formación Jumasha y en uno de sus lados lo delimitaun gran sobreescurrimiento que separa las calizas de las cuarcitas Chimú. Tanto el intrusivocomo las calizas están mineralizadas con sulfuros diseminados y vetas, existiendo una mina enel primero.

Litológicamente el stock es una tonlita-granodiorita de grano grueso y de color claro.Casi siempre está intensamente alterado (probablemente como resultado de la mineralizacióndiseminada) pero ocasionalmente se pueden encontrar sitios con roca fresca, y es de uno deellos de los que se ha hecho una sección delgada.

Petrografía.- Casi no existen minerales máficos, aunque se conservan algunos re-manentes cloritizados de biotita euhedral.

La plagioclasa consiste de grandes cristales euhedrales turbios con planos de macla



bien espaciados, que han sido reemplazados por una generación posterior de cristales

euhedrales frescos, de composición también ácida y con planos de macla poco espaciados.

El cuarzo es abundante y se presenta en grandes cristales individuales y separados,los cuales son poikilíticos con la plagioclasa. Igualmente se observan grupos de cristales deeste mineral con sus bordes exteriores también generalmente poikilíticos.

En los intersticios de la roca se presentan pequeños cristales euhedrales de ortosa,observándose ocasionalmente microlina.

La textura en general es granítica, pero la cantidad de plagioclasa es mayor que la deortosa, de manera que la roca probablemente sea de composición granodiorítica.

Esta conjuntamente con la de Lachay constituyen cuerpos adamelíticos posterioresque están concentrados principalmente en el complejo adamelítico río Supe - río Huaura, elcual ocupa la porción central del Batolito. En el lado oriental del Batolito están las adamelitasPativilca y Vilca que son dos grandes cuerpos de litología similar. En el lado occidental aflorala adamelita Lachay a mitad de camino entre Huacho y Huaral, mientras que en el valle deChancay la adamelita Lumbre forma un núcleo de un complejo centrado. La adamelita Lum-bre está cortada por diques y puede ser sustancialmente más antigua que las otras que nopresentan diques.

Esta intrusión es esencialmente un stock que forma el núcleo del complejo centradodel río Chancay (Fig. 12). Su forma está algo distorsionada por grandes fallas, pero sucondición circular se puede ver en el lado Norte del río Chancay, a diferencia del lado Sur,donde es algo irregular debido posiblemente a que está más cercana al techo de la intrusión.Una gran apófisis se presenta en el lado Noroeste de la intrusión, a lo largo del río Chancay,pero su relación con el stock principal no es clara.

La intrusión está emplazada en una diorita biotítica y también en tonalitas del comple-

jo de Paccho. Los contactos en el lado Norte del río Chancay son verticales y bien expues-tos, presentando la adamelita una zona de enfriamiento de menos de ½ cm. de ancho junto ala diorita y biotita. Los contactos en el lado Sur del río son menos claros, pero la forma delafloramiento indica que el techo de la intrusión está cerca.

Diques que probablemente pertenecen al conjunto principal de diques de la tonalitaSanta Rosa, atraviesan el stock y localmente son paralelos a las grandes fallas que cortan laintrusión, de manera que es probable que esta intrusión sea más o menos contemporánea conel emplazamiento del complejo de la tonalita de Santa Rosa.



Este cuerpo litológicamente es homogéneo y consiste de una roca granitoide con

grano medio, color gris pálido o crema y con pequeñas motas esparcidas de feldespatopotásico rosado. La biotita en pequeñas hojuelas dispersas se halla en forma abundante yconspícua.

Petrografía.- La hornblenda se presenta ocasionalmente en pequeños prismaseuhedrales dispersos.

La biotita es el mineral máfico dominante y se halla tanto en cristales euhedralesesparcidos que pueden estar cloritizados, como en grupos generalmente acompañada poresfena a ilmenita.

Los cristales euhedrales de plagioclasa de 1.5 a 2 mm. de tamaño por lo común tienemárgenes mirmekíticos junto a la ortosa. Dicha plagioclasa puede estar zonada, presentan-do generalmente un borde exterior de plagioclasa ácida, mientras que las partes centrales sonmás oscuras y finamente macladas.

El cuarzo ocurre más comúnmente como grandes cristales individuales poikilíticos,pero también pueden presentarse como intercrecimientos granulares más pequeños con ortosa.Grandes placas de ortosa pertítica encierran poikilíticamente a todos los otros minerales,existiendo también cristales más chicos de ortosa granular o euhedral.

Este cuerpo está situado en el lado occidental del Batolito en las lomas de Lachay,alrededor de 20 kms. al Noroeste de Huaral (Fig. 12). Está emplazado principalmentedentro del gabro occidental, intrusando igualmente a la tonalita de Santa Rosa y a los volcá-nicos de la formación Casma. No contiene diques siendo por consiguiente probablementemás joven que la adamelita de Lumbre, sin conocerse las relaciones en tiempo entre estaintrusión y los otros complejos, fuera del de Santa Rosa y el gabro ooccidental.

La zona costanera donde esta intrusión tiene su principal afloramiento está sujeta a

una neblina estacional que favorece al desarrollo de una ligera cubierta de vegetación, la cualdificulta seriamente el trabajo de campo.

Los contactos con todos los miembros componentes de las rocas encajonantes sonnítidos y verticales, no existiendo contaminación en los contactos con el gabro, y más bien lasfacies marginales tienden a ser bastante ácidas.

Un caso diferente es el de la Quebrada de Churipampa, donde el contacto estáfallado y desplazado siniestralmente.



Litológicamente la intrusión es muy variable y el tamaño de grano es muy diverso.

Una característica constante es, sin embargo, la presencia de un diaclasamiento vertical defi-nido, el cual es poco espaciado donde las rocas son de grano pequeño y más separadodonde las rocas presentan un grano más grueso.

Como la roca está bastante alterada, los constituyentes minerales son difíciles deidentificar en muestras de mano; sin embargo, es posible observar los granos de cuarzo comocristales dispersos y regularmente separados.

Petrografía.- La hornblenda se halla en pequeños cristales euhedrales dispersos.

La biotita generalmente está cloritizada, ocurriendo como partículas irregulares dis-

persas y en pequeña proporción.

La plagioclasa está presente en cristales euhedrales y como relictos anhedrales co-rroídos llenos de inclusiones en forma de polvo. Probablemente es de composición ácida,pero esto es difícil de asegurarlo definitivamente debido a la alteración.

El cuarzo es abundante y ocurre en grandes cristales poikilíticos aislados, y tambiéncomo grupos granulares con márgenes poikilíticos.

La ortosa se presenta como placas poikilíticas de pertita y granos euhedrales. Oca-sionalmente se observa microlina y, en algunas secciones texturas granofíricas.

Los miembros de este complejo forman un afloramiento prácticamente continuo a lolargo de la línea central del Batolito y sobre una distancia de más o menos 50 km. (Fig. 16).La parte Sur del complejo está emplazada casi completamente en los complejos de Pacchoy Santa Rosa, mientras que la parte que se extiende al Norte de estos dos complejos, se hallaprincipalmente en rocas volcánicas de la formación Casma. El complejo en su totalidadconstituye el vínculo principal que une los complejos centrados de la quebrada Paros y el río

Huaura.Puede considerarse que está distribuido en dos áreas rectangulares casi separadas.

El bloque Norte, situado principalmente en el volcánico Casma y ubicado en el río Supe, estáformado por las adamelita Puscao y San Jerónimo. El bloque Sur, emplazado en tonalita,está formado por las adamelitas Puscao, San Jerónimo, Sayán y Cañas. De esta manera, lasadamelitas Puscao y San Jerónimo son miembros bastante separados, mientras que lasadamelitas Sayán y Cañas se hallan como elementos individuales dentro de la parte Sur delcomplejo.



En un sentido estructural es posible considerar a la granodiorita de Aynaca como

parte del complejo, y según ésto, la división del complejo en dos bloques rectangulares sepa-rados se hace más evidente. Ciertos miembros del complejo, particularmente la adamelitaSan Jerónimo, se halla vinculada con los complejos centrados de la quebrada Paros y el ríoHuaura.

Dentro del complejo, la secuencia de intrusión de menor a mayor antiguedad es:Cañas, Sayán, San Jerónimo y Puscao.

Si la granodiorita Aynaca se considera como parte del complejo, probablemente esel miembro más antiguo (indudablemente es más antigua que la adamelita San Jerónimo, perono se conoce su relación cronológica con la adamelita Puscao).

Es el miembro más antiguo del complejo definiendo claramente la forma de los sec-tores Norte y Sur de éste (Fig. 16). En el sector Sur ha sido ampliamente reemplazado poradamelitas posteriores, pero considerando la distribución de los relictos de esta adamelita, esevidente que ocupó inicialmente la mayor parte del área que ahora ocupa la adamelita deSayán. En consecuencia la adamelita Puscao se emplazó como dos bloques rectangularesalargados en una dirección Noroeste-Sureste. Otro punto de interés es la presencia demeladioritas en el área del río Supe.

La intrusión comprende dos facies separadas, la facies Puscao y la facies Tumaray,ocupando esta última las partes más altas de la intrusión. La primera es una adamelita homo-génea de grano medio a grueso, mientras que la segunda es un complejo de sills y bandashorizontales de aplita y adamelita de diversos tipos. Sills de facies Tumaray intruyen a las dosfacies.

Los contactos con las rocas encajonantes con nítidos y pueden ser verticales comoen el río Supe, u horizontales como en el caso donde la adamelita de Puscao penetra en la

tonalita de Paccho a 3 kms. al Norte del río Huaura. Estos contactos horizontales y lapresencia de grandes techos colgantes formados de rocas volcánicas en la facies Tumaray,son suficientes para indicar que el afloramiento corresponde a la parte superior de la intru-sión.

En el río Supe, las rocas volcánicas están intensamente metamorfizadas hasta unadistancia de más o menos 100 metros del contacto. Existe una zona de enfriamiento conmenos de ½ cm. de ancho, pero la facies marginal de la adamelita está enriquecida en mine-rales máficos mostrando una litología muy similar a la observada en áreas ricas en xenolitos.



Esta facies forma el principal afloramiento tanto en el bloque rectangular del Nortecomo en el del Sur (Fig. 16), siendo la mayor parte litológicamente homogénea y consiste deuna adamelita de color crema y de grano medio a grueso, con pequeños cristales redondea-dos de cuarzo y prismas bie formados de hornblenda, así como hojuelas dispersas de biotita.La roca está moteada con feldespato potásico rosado sin formar fenocristales.

Lo anterior puede considerarse como la litología esencial, habiendo sido modificadaen algunos casos principalmente por la incorporación de material básico, fenómeno que se veen los contactos con los volcánicos en el río Supe (descritos anteriormente), así como tam-bién cerca de las dioritas que rodean a la adamelita de Cañas. La adamelita se hace más

básica muy gradualmente hacia el contacto con la diorita y en ciertos sitios se vuelve casidiorita. La variación más notable, sin embargo, se puede ver en la quebrada Puscao a unos7 kms. al Noreste de Sayán, donde la roca contiene abundantes xenolitos aplanados y hori-zontales que constituyen por lo menos el 50% del volúmen total de ella.

La extensión de dicha zona de xenolitos está indicada en el mapa. Aunque hay una



zona xenolítica principal, existen otras en las áreas de contacto en la quebrada San Guillermo,

en un ramal de la quebrada Lloclla y en el relicto de la adamelita de Puscao contenido dentrode la adamelita de San Jerónimo al Sur del río Huaura.

En tales áreas de contacto los xenolitos normalmente son redondeados, pero en lazona principal son aplanados, representando probablemente grandes secciones del techovolcánico desprendidas e incluídas dentro de la intrusión.

La adamelita en la vecindad de las áreas xenolíticas se ha contaminado con materialbásico, de manera que en muestra de mano parece ser de composición tonalítica. Sin embar-go, como las secciones delgadas muestran una proporción suficientemente alta de cuarzo yfeldespato potásico, es dudoso que se haya formado alguna cantidad de tonalita propiamente

dicha.

Petrografía.- Comúnmente se presenta una pequeña proporción de hornblenda engrupos de pequeños cristales euhedrales, o en cristales individuales más grandes y dispersos.

La biotita, que puede estar cloritizada, aparece en cristales euhedrales dispersos decolor marrón oscuro. Tanto la ilmenita como la esfena pueden estar asociados con los mine-rales máficos, y donde la biotita está cloritizada, la esfena aparece en las trazas de clivaje.

La plagioclasa posee cristales euhedrales claros de más o menos 1 mm. de tamañopromedio, comúnmente corroídos por cuarzo y ortosa. Ocasionalmente están un pocozonados y pueden contener núcleos básicos poco límpidos, pero en general su composiciónes ácida.

Grandes cristales individuales de cuarzo hasta de ½ cm. de tamaño envuelvenpoikilíticamente a la plagioclasa, aunque también este mineral se puede presentar como agre-gados de cristales.

La ortosa es abundante y ocupa los intersticios entre los cristales de plagioclasa ycuarzo.

En las áreas xenolíticas la petrografía permanece esencialmente similar, con la excep-ción de que hay más hornblenda.

Los xenolitos presentan una gran semejanza con los volcánicos metamorfizados re-cogidos en otras localidades y en secciones delgadas muestran principalmente hornblenda,plagioclasa, algo de ilmenita y esfena. Cristales pequeños, moderadamente euhedrales dehornblenda azul verdosa, están regularmente distribuídos en un mosaico granular de plagioclasade grano pequeño. La plagioclasa mayormente no está maclada y contiene abundantesinclusiones pulverulentas.



El principal afloramiento de esta facies ocurre encima de la facies Puscao, entre le ríoSupe y la quebrada Lloclla (Fig. 16). Ahí se puede observar que sills de la facies Tumaraypenetran en la facies Puscao algunas decenas de metros debajo del contacto. Parece que lafacies Tumaray es una diferenciación posterior que rellenó la parte más alta de la cámara deintrusión.

Aunque los miembros componentes de la facies son capas horizontales, los contac-tos de las intrusiones son verticales y dos grandes techos colgantes de rocas volcánicas estánpresenten en los bordes de la intrusión.

El carácter principal de la facies Tumaray es la gran variación litológica, pues aunquetodos los miembros son aplitas o adamelitas existe una gran diferencia en textura y litologíaentre capas sucesivas.

En las ocurrencias más pequeñas, como las que quedan cerca de los ríos Huaura yHuanangue, las aplitas son los tipos dominantes pero lamentablemente no se han preparadosecciones delgadas representativas de esta facies.

Hay dos afloramientos separados representantes de esta adamelita, uno al Sur del ríoHuaura y el otro en el mismo río Supe (Fig. 16). El primero constituye el miembro másmeridional y el segundo el más septentrional del complejo en general.

El cuerpo al Sur del río Huaura forma uno de los principales componentes del com-plejo centrado del río Huaura, intrusando a las dioritas más antiguas, a la tonalita de SantaRosa, a la tonalita-granodiorita de La Hoyada y a a la adamelita del Puscao.

En cuanto a su forma, se aproxima a un stock central con un dique anular exterior.Prominentes diques de diorita están preservados entre el dique anular y el stock, mientras quegrandes techos colgantes de diorita y otras rocas se encuentran también presentes dentro delstock central, estando la mitad Norte del stock truncada por adamelitas posteriores.

En general, se han generado tres tipos distintos de roca considerados como las faciesSan Jerónimo, porfirítica y Andahuasi.

Los contactos entre las facies son gradacionales, pero en cortas distancias. Lasfacies San Jerónimo y Andahuasi muestran un marcado diaclasamiento horizontal, mientrasque la facies porfirítica carece de él. La facies Andahuasi ocupa la parte más alta de laintrusión y puede ser considerada como la zona de techo.



La intrusión en el río Supe es mucho más grande que la del río Huaura, teniendo

aproximadamente 15 kms. de longitud con una dirección Suroeste. El lado oriental intrusa alvolcánico Calipuy con un contacto nítido que tiene una inclinación de 70° hacia afuera y lasecuencia volcánica está considerablemente metamorfizada.

En otros lugares la intrusión corta dioritas biotíticas, meladioritas, a los miembros detonalita y a la granodiorita de Aynaca. Pequeños sills están emplazados dentro de los diver-sos miembros del complejo centrado de la quebrada Paros.

En la figura 16 se puede ver la distribución de los afloramientos de esta roca que sedistingue fácilmente en el campo por su color anaranjado además del marcado diaclasamientohorizontal que la caracteriza. La textura granofírica se observa en las muestras de mano yocasionalmente se ven fenocristales de plagioclasa blanca. Las cavidades drúsicas con co-munes y pueden alcanzar un diámetro de ½ cm.

Petrografía.- Presenta muy ocasionalmente cristales dispersos de hornblenda decolor verde azulado, y en forma ligeramente más abundante cristales euhedrales de biotitamarrón. La biotita puede estar cloritizada, hallándose grupos irregulares de ilmenita asocia-dos a ella.

La plagioclasa está presente como relictos corroídos de oligoclasa y la mayor partede la roca está compuesta de un intercrecimiento granofírico de cuarzo y feldespato potásico.Este intercrecimiento es complejo y variable, tomando en algunos sitios formas cuadradasque semejan a cristales, donde el cuarzo y el feldespato potásico son ópticamente contínuos,predominando en los otros un estado más irregular.

En la misma sección delgada hay variaciones considerables en el tamaño de la textu-ra granofírica. De manera ocasional se presentan individualmente cristales de cuarzo y ortosapertítica, pero estos siempre tienen márgenes granofíricos.

El feldespato potásico mayormente de ortosa pertítica, presentándose también algode microlina.

Sus afloramientos de esta roca (Fig. 16) consisten típicamente de fenocristales blan-cos de plagioclasa distribuidas en una matriz de grano pequeño de color marrón oscuro, lacual, sin embargo puede cambiar considerablemente de color, gradando a un granofiro rosa-



do claro o anaranjado. Parece estar estrechamente relacionado con la facies San Jerónimo.

No se han preparado secciones delgadas.

Esta es una roca oscura, de grano pequeño y rica en hornblenda en forma de agujas.Contiene muchos xenolitos pequeños de grano menudo y colores oscuros. En muestras demano probablemente se le puede clasificar como microtonalita o microdiorita. La distribu-ción de sus afloramientos puede apreciarse en la figura 16.

Petrografía.- Existen en abundancia pequeños cristales incoloros de clinopiroxeno,

los cuales se presentan cubiertos por hornblenda y biotita, estando comúnmente bastantecorroídos por cuarzo.

La hornblenda ocurren en pequeños cristales irregulares intercrecidos por plagioclasay como fibras incoloras o verde claro rodeando al piroxeno.

Pequeños cristales irregulares de biotita de color marrón están asociados con piroxenoy hornblenda.

Una buena proporción de la roca está constituída por cristales euhedrales de plagioclasaácida, bastante afectada por una mezcla granular de cuarzo y ortosa con un tamaño promedio

de los elementos de ¼ de mm. aproximadamente. Comúnmente se presentan amplias zonasde reacción entre la plagioclasa y la ortosa.

El cuarzo por lo general es poikilítico y en algunas áreas son comunes las texturasgranofíricas.

Esta roca es rara, ya que los minerales máficos, tanto en abundancia como en com-posición, son propios de una tonalita o una diorita, mientras que los minerales claros soncaracterísticos de una adamelita. Es probable que esta desacostumbrada litología reflejealgún proceso de contaminación.

La intrusión aflora en la parte meridional del complejo de una extensión que corres-ponde aproximadamente a la ocupada anteriormente por la adamelita de Puscao en estelugar (Fig. 16). Tal como sucede con la adamelita de Puscao, el nivel de exposición estácerca al techo de la intrusión, siendo comunes los contactos horizontales que en profundidadson bastante inclinados hacia afuera. Esta variación en el buzamiento del contacto da lugar aque en el mapa, aparezcan segmentos tanto irregulares como rectilíneos.



Cerca a la boca de la quebrada Lloclla se presenta una zona de xenolitos masivos

que probablemente representan un segmento hundido del techo volcánico.

La adamelita intrusa discordantemente a las siguientes unidades: San Jerónimo, Puscao,La Mina —La Hoyada, Santa Rosa, diorita intermedia, diorita biotítica y meladiorita.

La adamelita de Sayán es una de las rocas más características y uniforme del área,siendo de grano bastante grueso con grandes fenocristales rosados de ortosa pertítica quemuestran un maclado prominente según la ley de Carlsbad. También existen grandes cristalesde cuarzo y plagioclasa blanca, destacándose hojuelas dispersas de biotita en la matriz clara.

En la quebrada La Mina al Sur del río Huanangue, cuerpos intrusivos aislados dentro

de la tonalita de Santa Rosa muestran un amplio desarrollo de una facies con techo de granopequeño correspondientes a una aplita. Esta facies también ha sido observada en uno o dossitios más, existiendo igualmente aplitas de color rosado que se presentan en los planos dediaclasamiento.

Petrografía.- La biotita se halla dispersa en la roca en forma de cristales euhedralesde color marrón oscuro, generalmente algo cloritizada.

Grupos irregulares de ilmenita pueden estar asociadas a la biotita y ocasionalmentese observa en los intersticios una cantidad muy pequeña de muscovita.

La plagioclasa ocurre como remanentes en cristales euhedrales, es de color claro,poco zonada, ampliamente maclada y la alteración observada, ocasionalmente en el centrode los cristales, indica la existencia de algunos núcleos básicos, aunque en general en cuantoa su composición, dicha plagioclasa probablemente sea una oligoclasa.

El cuarzo ocurre sea como grandes cristales poikilíticos o como grupos de cristalesdesarrollando en ciertos casos texturas gráficas con la ortosa, mineral éste que se presentaprincipalmente en grandes fenocristales poikilíticos de pertita con maclas según la Ley deCarlsbad.

Esta adamelita afora en el lado Norte del río Huaura, inmediatamente al Oeste deSayán entre la quebrada de Mani y la pampa Desamparado (Fig. 16). Es un stock casiperfectamente circular emplazado principalmente dentro de las adamelitas de Sayán y Puscao.También intrusa pequeñas áreas de grabro y meladiorita que estructuralmente están comotabiques delgados y en posición vertical entre el stock central de Cañas y las adamelitas deSayán y Puscao. Estos tabiques de diorita están penetrados por las adamelitas antiguas, de



manera que no pueden ser considerados como intrusiones marginales periféricas al stock de

Cañas.

Los contactos son siempre nítidos y están muy inclinados (50° y 80° hacia afuera).

La litología de esta intrusión es uniforme, aunque la facies marginal es algo más rica enminerales máficas que el resto del cuerpo, sin que esto afecte su clasificación como adamelita.

La roca es de grano grueso en muestra de mano con cuarzo en cristales grandes,ortosa rosada en cristales euhedrales y plagioclasa blanca de más o menos el mismo tamaño.

La biotita está regularmente distribuida en la roca y la hornblenda puede presentarse

en la facies marginal.

Petrografía.- La hornblenda se presenta en prismas euhedrales con biotita quepuede estar dispersa o agrupada cerca de ella, en cuyo caso la ilmenita y la esfena común-mente están asociadas.

La plagioclasa puede tener una composición de An38 y ocurre en cristales anhedralescon centro alterados y bordes límpidos, estando incipientemente zonada, y con los núcleosbien maclados. Los cristales de plagioclasa generalmente están corroídos por cuarzo que sepresenta tanto en cristales grandes e individuales poikilíticos, como en grupos de cristales.

Cristales anhedrales de ortosa pertítica de gran tamaño muestran buenas maclas deltipo Carlsbad existiendo también cristales intersticiales más pequeños.

Dos grandes cuerpos adamelíticos se presentan en el lado oriental del Batolito, loscuales en muchos aspectos se a semejan a la adamelita de Sayán y se les ha denominadocomo adamelitas de Vilca y Pativilca.

Son adamelitas biotíticas de grano grueso, de color rojo o rosado con prominentes

fenocristales de feldespato potásico, cuyos contactos horizontales del techo pasan en nivelesinferiores a contactos muy inclinados con buzamiento hacia afuera.

Aunque son similares en litología a la Adamelita de Sayán, no son idénticas a ésta,particularmente, porque los fenocristales de feldespato potásico en ningún caso son tan gran-des como los de la adamelita de Sayán.

Puede ser que estas adamelitas porfiríticas tengan una edad similar y quizá marquencierta etapa en la evolución del Batolito.



Este intrusivo (Fig. 12) está formado por dos miembros, uno de grano grueso y deotro de grano pequeño. Este último denominado Adamelita de Huataya representa la mitadoccidental del cuerpo e intrusa a la meladiorita, a la tonalita de Pacho y a partes de complejode Pacaybamba.

En el lado Norte del río Chancay, las rocas volcánicas de la formación Calipuy queestán hundidas por falla, contienen pequeños stocks de la adamelita de Huataya, lo que indicauna zona de techo.

La adamelita de Huataya es una roca de grano pequeño a medio de color gris claro

o crema, con biotita diminuta regularmente distribuida y generalmente decolorada (no se hanpreparado secciones delgadas de esta roca).

Al miembro de grano grueso se le ha dado el nombre de adamelita de Vilca y se hallaintrusando al de grano pequeño. Esta relación es difícil de establecer en el afloramiento ysolamente ha sido observada en bloques caídos.

La adamelita de Vilca está emplazada casi completamente en los volcánicos Calipuy,cuyos contactos perfectamente horizontales están bien expuestos a lo largo de las cimas delas lomas ubicadas al Sur del río Chancay. En el lado Norte de este río, la adamelita intrusaa la tonalita de Paccho.

La adamelita de Vilca es una roca gris clara de grano grueso con prominentesfenocristales de feldespato potásico de color gris marrón, de más o menos l.5 a 2 cm. detamaño promedio, es decir, más o menos la mitad del tamaño de los fenocristales de laadamelita de Sayán. Tanto el cuarzo con los cristales euhedrales de plagioclasa blanca sonconstituyentes importantes de la roca. La biotita se encuentra regularmente diseminada enhojuelas negras y brillantes.

Petrografía.- La biotita forma cristales euhedrales dispersos o agrupados; en esteútlimo caso se presentan grupos de ilmenita y esfena y la biotita puede estar cloritizada.

La plagioclasa es de composición ácida y consiste tanto de fenocristales más anti-guos alterados y corroídos como de cristales zonados frescos. Algunos cristales de plagioclasaalterada contienen epídota.

El cuarzo es marcadamente anhedral y poikilítico con extensas ramificaciones, aun-que también se presenta como un intercrecimiento granular con la ortosa. Además de estoscristales granulares de ortosa, existen grandes fenocristales poikilíticos de pertita.



Este intrusivo es uno de los más grandes cuerpos individuales de adamelita dentro delBatolito. Es bastante accesible y en contraste con la mayoría de las otras intrusiones delBatolito, está alargado en una dirección Norte, más o menos a lo largo del río Pativilca (Fig.12).

La intrusión tiene 25 Kms. de largo y 14 Kms. de ancho como máximo y está empla-zada totalmente en el volcánico Calipuy, aunque en dos lugares intrusa a cuerpos represen-tantes de la tonalita de La Mina. El techo de la intrusión está claramente definido a 2,500metros en el lado Norte del río y a 2,800 mts. en el lado Sur, donde volcánicos metamorfizadosestán en contactos horizontales con los intrusivos infrayacentes. La estratificación en losvolcánicos no está distorcionada y continúa sin interrupción con la de los volcánicos fuera dela intrusión.

En el lado septentrional de la intrusión el contacto es vertical y los volcánicos poseenun clivaje intenso hasta una distancia más o menos 100 metros del contacto. También seobserva claramente un contacto casi vertical en el valle de Pativilca, en el extremo occidentalde la intrusión, donde los volcánicos están intrusados discordantemente y metamorfizados.En general, es evidente que los niveles superiores de la intrusión están expuestos con un techohorizontal y con sus lados muy inclinados y con buzamientos hacia afuera.

Prácticamente dentro de la intrusión no existe variación litológica. En muestras demano la roca es una adamelita de grano grueso con fenocristales de plagioclasa blanca yfeldespato potásico rosado. Los fenocristales de feldespato potásico son más grandes ypueden alcanzar hasta 2 cm. de longitud, es decir, más o menos la mitad del tamaño de los dela adamelita de Sayán y muy similar al del grano de la adamelita de Vilca.

La variación litológica más notable es la ocurrencia de zonas con abundantes xenolitosque pueden observarse en las paredes del valle de Pativilca. Los xenolitos individuales enestas zonas pueden ser de gran tamaño, alcanzando varios metros de diámetro, aunque gene-ralmente son más pequeños. Las zonas comunmente tiene un grosor limitado y una granextensión lateral con buzamientos de 10° y 20° al Noreste pudiendo llegar a ser casi horizon-tales. Poseen claramente una forma tabular y representan grandes porciones de roca quehan sido separadas del techo volcánico y hundidas dentro de la intrusión.

Los xenolitos suelen estar completamente recristalizados, habiéndose eliminado todaindicación de su origen volcánico. La presencia de estas zonas de xenolitos es una buenaevidencia de que el proceso de “stopping” (piecemeal stopping), en pequeña escala, fue elmecanismo operativo durante el emplazamiento de esta intrusión.



Petrografía.- Pequeños cristales euhedrales de biotita marrón están diseminados en

la roca y pueden estar ocasionalmente cloritizados.

La plagioclasa se presenta en fenocristales euhedrales algo corroídos por cuarzo yortosa, pudiendo contener núcleos alterados de plagioclasa más básica.

El cuarzo generalmente se presenta en cristales poikilíticos grandes e individuales, nofaltando también sus agrupamientos.

La principal ocurrrencia de ortosa es de grandes fenocristales de pertita poikilítica,pero también se le encuentra en forma intersticial.

Dentro del área mapeada se presentan tres complejos centrados, los que están ubi-cados a lo largo de la línea central del Batolito a intervalos de 35 Km. más o menos. Uncuarto complejo queda justo fuera del área mapeada; inmediatamente al Norte del cuadrángulode Barranca. Presentan una composición variada, estando integrados por rocas de diferen-tes edades, pero similares en algunos aspectos. Todos tienen una unidad básica externa enforma de media luna y uno o más stocks centrales de naturaleza ácida.

Este es el más rudimentario de los complejos centrados y por esta razón es instructi-vo (Fig. 17). Está emplazado íntegramente dentro de rocas volcánicas y en consecuencia nohay perturbación causada por cuerpos intrusivos adyacentes. Consiste de un stock centralde tonalita, una diorita exterior de forma arqueada y numerosos sills pequeños de la adamelitade San Jerónimo que se presentan a lo largo del contacto intrusivo realzando su forma arqueda.

La diorita externa en realidad es un conjunto de unidades de diorita biotítica, diorita

intermedia xenolítica y meladiorita, las cuales conforman un afloramiento semejante a medialuna en el lado occidental del complejo. Ya que estas dioritas están emplazadas en volcáni-cos, es evidente que la forma del afloramiento representa un rasgo primario, posiblementedebido a un dique anular que sigue una fractura concéntrica en profundidad. Los contactosposeen gran pendiente hacia afuera, y en lo que se refiere al externo, el está en parte limitadopor una falla.

El stock central es una tonalita correspondiente a un miembro del complejo de LaMina, lo cual es algo raro ya que las partes centrales generalmente son más graníticas, pero



La adamelita de Puscao se emplazó inmediatamente después de la granodiorita de

La Hoyada, con una forma en general rectangular y pareciendo tener poca conexión con lamorfología del complejo centrado. Sin embargo, en el lado Sur del río Huaura, dentro delcomplejo centrado, están preservados remanentes de la adamelita de Puscao, rica en xenolitos.

El emplazamiento posterior de la adamelita de San Jerónimo fue uno de los eventosprincipales en la evolución de la morfología del complejo, pues conforma un stock bien defi-nido al centro y un dique anular externo, pareciendo que ambos han seguido fielmente elcontorno del intrusivo básico original. También, existe un cuerpo tabular externo más allá deldique anular y otro interno situado entre el dique anular y el stock.

La siguiente fase intrusiva de la adamelita de Sayán intrusa a la de San Jerónimo y a

sus cuerpos asociados de diorita, más o menos a lo largo de la línea del río Huaura. Estaadamelita tuvo una forma rectangular, tal como la adamelita más antigua de Puscao, y pareceque se emplazó sin tener en cuenta la morfología del complejo centrado. Sin embargo, laadamelita inyectó a rocas básicas marginales a la adamelita de Cañas (más jóven), lo queparece indicar que antes de la intrusión del stock de Cañas, un cuerpo más o menos circularde diorita, así como la adamelita de Sayán, ocuparon el espacio donde se emplazó posterior-mente la adamelita de Cañas.



El miembro más antiguo del complejo es una meladiorita cuya forma original es

desconocida, aunque ciertos remanentes fuera del complejo sugieren que estos pueden nohaber estado particularmente asociados con el desarrollo de la forma arqueada. Sin embar-go la segunda diorita, que es de tipo biotítico, está notablemente arqueada junto a la meladioritaen su lado Norte, mientras que en el lado Sur parece ser gradacional hacia una tonalita delcomplejo de Paccho.

En el lado Sur-Occidental del complejo, pequeñas intrusiones de la tonalita de Pacchointrusan a la diorita biotítica y a la tonalita más antigua, en una forma de afloramiento queenfatiza la naturaleza circular del complejo. Igualmente la tonalita Santa Rosa intrusó a ladiorita biotítica a lo largo del borde occidental del complejo y en cierta parte, por cortadistancia, asume una forma bastante similar a la de un dique anular. Finalmente, la adamelitade Lumbra está emplazada en el centro como un stock, mientras que un miembro externo dela misma adamelita forma un cuerpo irregular, el cual parcialmente arqueado alrededor delcomplejo y en parte alargado a lo largo de una línea de falla.

El complejo está intensamente afectado por un sistema de fallas de emplazamientohorizontal de tipo dextral. También existe una componente vertical del fallamiento, parecien-do que los bloques se hunden hacia el Sur, dado que hacia esa parte del río exponen nivelesmás altos del complejo.

No se ha establecido con seguridad la relación de tiempo entre la adamelita de Lum-

bre y la tonalita de Santa Rosa, pero como éste ha sido afectada por diques que muy proba-blemente pertenecen al ciclo magmático de Santa Rosa, existe la posibilidad de que estas dosintrusiones estén estrechamente relacionadas en tiempo. Toda la actividad intrusiva cesó conel emplazamiento de diques, lo que proporciona un notable contraste con el complejo centra-do del río Huaura, donde la principal actividad tuvo lugar después del emplazamiento de losdiques.

Aunque no se ha dispuesto de análisis químicos, el estudio de las secciones delgadasen combinación con las observaciones de campo, no dejan dudas sobre la constitución gene-ral del batolito y de sus miembros integrantes.

La proporción de las diferentes rocas es como sigue: Gabro - Diorita: 15.9, Tonalita:57.9, Adamelita: 25.6, Granito: 0.6.

Estas proporciones son comparables a las obtenidas tanto en los batolitos de la cor-dillera de Norte América como en los antiguos terrenos graníticos pre-cambrianos.



Es evidente que el Batolito peruano es de una composición similar, por lo menos, a

algunos complejos graníticos de otros lugares y que su origen, indicado por la composicióngeneral y la secuencia de intrusión, parece también similar al de otros complejos graníticos.Este punto probablemente es obvio, pero vale la pena señalarlo debido a la situacióncircumpacífica del Batolito andino y de los otros batolitos cordilleranos en el Perú, los cualescontrastan con la ubicación regional de los granitos en otras áreas.

El orden de la intrusión, tanto en el Perú como en otros lugares, es de básico a ácido,siendo posible distinguir en el Perú dos tipos del ciclo básico-ácido. Hay un gran ciclorepresentado por las grandes intrusiones antiguas del gabro, las grandes tonalitas y las adamelitasmás jóvenes y otro menor superimpuesto a éste, donde cada cuerpo mayor de tonalita tienesu propia diorita marginal que muestra comúnmente alguna afinidad textural o litológica con latonalita, mientras las áreas graníticas o adamelíticas también están desarrolladas irregular-mente dentro de la tonalita. El Complejo de Santa Rosa demuestra en forma bastante claraeste ciclo menor.

Mientras solo los Complejos de Santa Rosa y Cerro Muerto desarrollan variacionesadamelíticas claramente definidas, los demás complejos tonalíticos y principales tienen dioritasmarginales que pueden ser extensas y bien definidas. De esta manera, cada gran Complejotonalítico constituye una pequeña analogía de la secuencia de eventos y litología que presentael Batolito en su totalidad.



Los constituyentes característicos de los gabros son clinopiroxeno, hiperstena yplagioclasa de una composición aproximada a An60. El olivino puede existir. Normalmenteel clinopiroxeno es el mineral ferromagnesiano dominante, aunque en ciertas rocas la hiperstenaes la más importante. En consecuencia ellos son típicos gabro a dos piroxenos como unatendencia a producir norita. Estos gabros noríticos se encuentran tanto como constituyentesde las grandes intrusiones de gabro o como porciones en las márgenes dioríticas de algunasde las tonalitas mayores, tal como la Tonalita de Purmacana y la Tonalita de Cerro Muerto.

Es evidente que los magmas básicos de composición norítica estuvieron disponiblesen una etapa inicial durante la formación del Batolito, emplazándose tanto como unidades

separadas como en cuerpos marginales a los principales complejos de tonalita. En general,se puede considerar a los diversos cuerpos de diorita como representantes más o menosadulterados del magma norítico.

La variación en composición de las rocas descritas como tonalitas es en realidadconsiderable, desde que algunas de las tonalitas básicas presentan grandes áreas que tienenuna composición cercana a la diorita, mientras que otras, tal como la Tonalita de Santa Rosa,

presentan áreas moderadamente grandes de adamelita y granito. A pesar de esta variación,la importancia de los grandes complejos tonalíticos, constituyentes principales del Batolito,no deja lugar a dudas de que todos ellos son expresiones de una etapa similar durante laformación del Batolito.

Como se anotó en la sección precedente, cada tonalita principal tiene un margendiorítico básico, el cual es cortado por rocas posteriores más ácidas. En muchos casos latextura y mineralogía de las dioritas marginales es similar, en algunos aspectos, a los de sutonalita asociada, de manera que existe claramente una similitud en origen entre una tonalita ysus dioritas marginales asociadas.

Tanto en el campo como en las secciones delgadas es posible distinguir las tonalitaspor sus características litológicas. Esto indica que cada tonalita siguió un curso de cristaliza-ción final en forma individual, lo que le da características que la distingue de todas las demástonalitas. Sin embargo, aunque individualmente diferentes, las tonalitas en general son bas-tante similares.

Los minerales constituyentes de las tonalitas son hornblenda, biotita, plagioclasa ycuarzo. Ocasionalmente se puede encontrar piroxeno en algunas de las tonalitas más bási-



cas, tales como los complejos de Paccho o Purmacana. El feldespato potásico comúnmente

se presenta en pequeña cantidad, pero puede estar virtualmente ausente como en el caso dela Tonalita de Purmacana. La plagioclasa generalmente está zonada desde un núcleo básicohasta un borde externo ácido.

El cuarzo se presente por lo general como relleno intersticiales o como grandes cris-tales individuales poikilíticos que corroen a la plagioclasa.

Las texturas de las tonalitas están típicamente dominadas por la plagioclasa, las quecomúnmente forman una mallaque puede estar bien o escasamente orientada con respecto alos ejes mayores de los cristales que forman dicha malla. Donde el cuarzo está en unaproporción relativamente pequeña, este se acomoda fácilmente en los intersticios sin destruir

la textura de la malla. Cuando se encuentra en proporciones mayores, corroe a la plagioclasaoriginando una textura más típicamente granítica. Con el aumento en el volumen de cuarzo yortosa se producen finalmente adamelitas.

Por consiguiente, es evidente que dentro de las tonalitas ha tenido lugar un procesode evolución. La plagioclasa fue el primer mineral en cristalizarse, al principio como unaplagioclasa algo básica, pero con la reducción de la plagioclasa básica, el residuo del materialfundido fue haciéndose relativamente más ácido, de manera que los depósitos subsiguientesde plagioclasa sobre el núcleo original fueron de composición progresivamente más ácida.

El piroxeno cristalizó en una etapa inicial, pero la hornblenda y la biotita, que son losminerales máficos, típicos, crecieron después o simultáneamente con la plagioclasa, razónpor la cual son comunes las texturas poikilíticas.

El cuarzo fue el último constituyente residual del magma y se acumuló en los intersti-cios. Es evidente que las acumulaciones residuales ricas en cuarzo y potasio se desarrolla-ron en reservorios y posteriormente se difundieron hacia lugares donde la tonalita ya estabasolidificada, penetrando a lo largo de los límites intergranulares para convertir a la rocaautometasomáticamente en una adamelita. Este proceso de difusión de soluciones residualesha tenido lugar en muchas etapas de la evolución de los cuerpos mayores de tonalita, cuandotanto ésta como las soluciones residuales estaban en diversos estados de desarrollo, siendo

esta una de las razones por las cuales hay gran variedad en composición y textura en cual-quiera de los grandes cuerpos de tonalita.

En las tonalitas básicas, tales como la de Purmacana y Paccho, este desarrollo desoluciones residuales ácidas y autometasomatismo subsecuente, es menor marcado que enlas tonalitas ácidas como la de Santa Rosa. Esto debe reflejar la composición de los depó-sitos separados del magma primario, que posteriormente evolucionaron hacia estas tonalitasdiferentes.



La petrología de las tonalitas pueden sentitizarse de la siguiente forma:

Serie de reacción discontinua piroxeno-hornblenda-biotita

Series continuas de plagioclasa, plagioclasa zonada con núcleo anortítico

Circulación y autometasomatismo por soluciones residuales de cuarzo, o cuarzo másortosa

Todas las adamelitas son invariablemente posteriores a las tonalitas y gabros. Típica-mente contienen ortosa y plagioclasa en más o menos la misma cantidad, mientras que elcuarzo es muy abundante. El mineral oscuro característico es la biotita, aunque puede pre-sentarse la hornblenda. Las texturas son graníticas y granulares, y la plagioclasa es por logeneral de composición mucho más ácida que en las tonalitas.

Existe poca diferencia entre las adamelitas desarrolladas por autometasomatismo delas tonalitas y las adamelitas posteriores, excepto que las últimas son más homogéneas ycontienen una proporción menor de minerales mágicos y de feldespato potásico porfirítico esmás común.

Sin embargo, desde el punto de vista del origen, parece razonable suponer que po-drían haberse originado por acumulación de soluciones residuales de un magma que se dife-renciaba en profundidad, seguido por intrusiones subsecuentes y emplazamiento a un nivelmás alto.

El origen de los batolitos de granito ha sido motivo de discusión a través de loa años.

En resumen, hubo una Escuela Magmatista dirigida principalmente por N. L. Bowen,quien sostenía que los granitos eran formados por la cristalización fraccional de magmasbasálticos (estas ideas fueron el resultado de su propio trabajo experimental sobre silicatosfundidos artificiales). El punto de vista Transformista propuesto por H. H. Read, Sederholm,Wegmann y otros, sostenía que los granitos fueron formados por transformación de partespre-existentes de la corteza terrestre. Cuando esta transformación tenía lugar en estadosólido, sin movimiento posterior, se le denominó “Granitización”, pero cuando el resultadoera la formación de magmas ácidos y su movilización y emplazamiento subsecuente se le



llamó “Anatexis y Palingenesis”. Los investigadores que sostienen la transformación han

aceptado generalmente que una vez que se ha formado el magma anatéxico, éste puedeevolucionar por cristalización fraccional de acuerdo a los lineamientos propuestos por Bowen.

El hecho de que en cualquier complejo granítico las proporciones de rocas ácidas eintermedias son mucho mayores que las que podrían haberse producido por cristalizaciónfraccional de las rocas básicas asociadas es una de las objeciones principales de la escuela detransformismo al punto de vista magmático.

Recientemente siguiendo el trabajo de Yoder y Tilley, Kuno, etc., se ha desarrolladola idea de que los magmas basálticos resultan de la refusión parcial o completa de las porcio-nes de la parte superior del manto o de la parte inferior de la corteza; en efecto, la idea

transformista sobre el origen del basalto.

El debate gira sobre el nivel del manto o de la corteza en que se han generado losdiversos magmas. La idea tradicional es que las rocas graníticas e intermedias se han gene-rado dentro de la corteza Siálica, es decir, en aquella parte de la corteza que yace sobre ladiscontinuidad de Conrad, mientras que los magmas basálticos se han generado dentro de lacapa basáltica de la corteza o en la parte superior del manto.

Recientemente se ha propuesto que todos los magmas, tanto ácidos como básicos,se han generado dentro del manto (Harrison y Myers). Actualmente se está buscando la

solución a estas interrogantes mediante métodos geofísicos y geoquímicos altamente especia-lizados.

A la luz de estas observaciones podemos indicar para su discusión, los principalespuntos resultantes del presente trabajo.

La proporción de tipos de roca dentro del complejo batolítico es virtualmente idén-tica a las encontradas en otros complejos cordilleranos y también en los basamentoscambrianos. Esto sugiere que el Batolito peruano aunque expuesto en la Epizona, no esesencialmente diferente de los complejos graníticos de la Catazona, y que el proceso deorigen es similar en uno y otro caso. Este asunto de la proporción de los tipos de rocas

constituyentes ha llevado a Simonen (1960) a efectuar la siguiente observación: “La eviden-cia de mayor validez sobre el orígen anatéctico de los magmas, es el gran volumen de rocasplutónicas ácidas en comparación con aquel de las rocas básicas asociadas en las provinciasplutónicas de Svecofennide”.

Las tonalitas muestran:

Una serie de reacción discontinua en los minerales máficos.

Una serie de reacción en la plagioclasa



Estos dos caracteres fueron propuestos por Bowen como indicadores de la evolu-

ción de un magma por cristalización fraccional, y en realidad existe poca duda de que esto esefectivamente así. Nosotros además hemos notado que en las tonalitas la solución residual sehace progresivamente más ácida, concentrándose en reservorios de composición adamelíticaa granítica y después a partir de estos reacciona con la tonalita ya cristalizada por procesosautometasomáticos. También, hemos sugerido que este proceso de diferenciación de unmagma tonalítico es adecuado para explicar el volúmen de los granitos posteriores.

Por lo tanto, tenemos dos conclusiones que están en aparente contradicción:

Una, que el volumen de las rocas básicas del complejo es inadecuado para poderexplicar el origen de la tonalita y de la adamelita por cristalización fraccional.

Otra, que es posible que la adamelita puede haberse originado por cristalizaciónfraccional de la tonalita.

De ello, surgen las siguientes preguntas:

Cuál es la relación entre la tonalita y el gabro?Es posible que los gabros puedan haberse producido a partir de las tonalitaspor cristalización fraccional?

Tomando en primer término la segunda conclusión, parece lógico suponer que unmagma tonalítico podría producir casi iguales proporciones de productos diferenciados áci-dos y básicos. Esto serviría mucho para explicar las constantes proporciones litológicas encomplejos graníticos ampliamente separados.

El mecanismo genético sería el producto de la acumulación de una masa de naturale-za gabroide pastosa, y cristalina por cristalización fraccional de olivino, piroxeno y labradoritaque podría ser intruída como un cuerpo separado. La temperatura en el cuerpo original delmagma tonalítico debería de haber sido lo suficiente alta como para permitir la cristalizaciónde olivino y labradorita quedando así tonalitas a bastante mayor temperatura de su puntonormal de fusión. Bajo estas circunstancias se puede suponer que las tonalitas se emplazaronprimero, seguidas por la aparición posterior de acumulaciones básicas de cristales intruídas

como una masa pastosa de cristales. También es posible suponer que las anortositas yperidotitas sean miembros típicos del conjunto básico.

La relación real es que los gabros se emplazaron primero, seguidos por las tonalitasy finalmente por las adamelitas, siendo los gabros característicamente homogéneos sin dife-renciación interna. Pero como no está de acuerdo con el modelo de cristalización fraccionalde una masa fundida de tonalita, se descarta este modelo sugiriéndose como alternativa elsiguiente :



El magma basáltico se generó en la parte inferior de la corteza, elevándose a través

de la mayor parte de ésta y emplazándose en la epizona como gabros. Durante su paso porla parte inferior de la corteza siálica, debido a la refusión total o parcial de grandes porcionesde la corteza siálica inferior ocasionó el desarrollo de magmas intermedios a ácidos de com-posición tonalítica formando grandes glóbulos de magma tonalítico, cubiertos por un mantobásico resultante de los relictos del cuerpo basáltico original. Cada glóbulo entonces seemplazó como un diapiro conjuntamente con los gabros ya emplazados y cortados por lastonalitas. Durante todo el proceso de emplazamiento habría habido mucha mezcla de losmagmas en las zonas marginales, hecho este que podría explicar la existencia de tipos tandiferentes de diorita, así como también las similitudes entre algunas tonalitas y sus dioritasmarginales.

Hemos indicado que las adamelitas se originaron por cristalización fraccional detonalitas y la acumulación de soluciones residuales graníticas en reservorios. Sin embargoaunque se puede demostrar una conexión entre la tonalita Santa Rosa y sus adamelitas aso-ciadas, esto no puede hacerse con las adamelitas más jóvenes, las cuales evidentemente sonposteriores a las tonalitas y no están relacionadas a ellas. De esta manera, a pesar de que lasadamelitas pudieron originarse por cristalización fraccional de una tonalita, no se puededemostrar que las adamelitas más jóvenes se originaron en realidad de esta forma, aunqueesto es una posibilidad.

Otra posible alternativa es que la elevación de magmas tonalíticos a través de la

corteza, haya originado la formación de magmas graníticos en la misma forma que lo hicieronlos magmas basálticos. Con la formación de adamelitas (fracción final de baja fusión) cesó laformación de magmas sucesivos.

El punto de vista adoptado aquí es el tradicional en el sentido de que las tonalitas ygranitos son generados en la corteza siálica, y los gabros en la corteza basáltica o en la partesuperior del manto. Esta concepción desde el punto de vista tradicional de basa en que lafaja circum-Pacífica los granitos están confinados a las márgenes continentales donde seencuentra indudablemente una corteza siálica, mientras están ausentes en los arcos de islasdonde es dudoso que exista corteza de tal naturaleza.

Recientemente Hamilton (1969), ha propuesto que los batolitos cordilleranos fuerongenerados por la producción de volátiles en la zona de cizallamiento de “Benioff”, debajo delmargen continental, los cuales reaccionaron posteriormente en el manto y con los materialesde la corteza para producir magmas. De acuerdo a esta interpretación, tales volátiles habríanproporcionado el elemento iniciador de la formación de magma basáltico, el cual posterior-mente continuó con todo el mecanismo (indudablemente una zona de Benioff infrayace a losAndes Peruanos, de manera que la sugerencia de Hamilton puede ser correcta).



Sin embargo, es probable que el mecanismo de producción del magma para los

batolitos cordilleranos sea similar al que produjo los granitos pre-cambrianos. Las similitudesen composición y en la secuencia de intrusión, que van de básico a ácido, son demasiadonotables para permitir un modo de origen radicalmente diferente en uno y en otro caso (Lainterrogante de que si la expansión del fondo oceánico y las zonas de Benioff fueron rasgo delas fajas móviles en el pre-Cambriano permanece sin respuesta).

Hamilton (1967, 1969) también ha sugerido que los batolitos cordilleranos estáníntimamente relacionados a volcanes andesíticos asociados, los cuales generalmente formanel techo de las rocas intrusivas del batolito. Aunque probablemente hay bastante de cierto enesta sugerencia, el asunto es difícil de probar. En el campo, las rocas volcánicas son común-mente oscuras y de grano fino, aparentemente más básicas que el promedio de las rocasbatolíticas. En sección delgada, también son de grano demasiado fino para permitir un traba-

jo satisfactorio, salvo en los fenocristales. La única solución adecuada es el análisis químicode gran número de muestras combinado con un mapeo detallado para establecer los límitesde los derrames individuales. Es probable, sin embargo, que la composición general de losvolcánicos Calipuy resulte ser similar a la del Batolito, en cuyo caso se habrán derivado delos magmas batolíticos ascendentes durante su emplazamiento.



Tomando en cuenta las observaciones hechas en el campo y los elementos bibliográ-ficos disponibles, desde el punto de vista estructural, en el área se han considerado 3 zonas,las cuales forman fajas paralelas a la dirección andina y a la línea de Costa. (Fig. No. 20)

El factor más sobresaliente es el hecho de que aquí se emplazó el Batolito costanero,y no en la zona plegada como uno podría suponer razonablemente.

Al Oeste del Batolito los depósitos de la formación Casma buzan regularmente hacia

el Oeste con ángulos que varían de 5 a 20 grados, a excepción del lugar que se halla inmedia-tamente al Sur de Huacho, donde las capas tienen inclinaciones hasta de 45°. Este caso, aligual que otros que pueden presentarse, serán siempre muy locales e insignificantes en com-paración con las grandes áreas que exhiben una estratificación suavemente inclinada.

En el lado Este del Batolito los volcánicos estratificados de Calipuy están horizonta-les o buzan ligeramente hacia el Este con ángulos de 5° o menos. Por lo dicho, se puedeconsiderar a esta zona estructural como una zona levemente arqueada a lo largo de la líneabatolítica.

Desde que las razones que han originado tal modalidad estructural en esta zona noson claras, y al asumirse que la zona puede corresponder en general al eugeosinclinal de lasedimentación mesozoica, los depósitos deberían ser intensamente deformados, cosa que esmuy común en estos casos. Pero, como aquí no se presentan así, se deduce que la causa deeste comportamiento sean las rocas del basamento infrayacente, el cual ha podido haber sidorígido y no susceptible a deformarse, salvo los movimientos verticales que permitieron a lossedimentos mesozoicos depositarse sobre él.

Dentro del Batolito costanero que normalmente se presentan como un cuerpo contínuo,



Esta zona en realidad es parte de la faja afectada por el plegamiento andino principaly difiere en ciertos factores importantes de la zona de sedimentos plegados.

La edad de este plegamiento no se puede determinar con exactitud, debido a que loselementos que sirven de base tienen una datación muy imprecisa (formación Casapalca yvolcánica Calipuy); razón por la que sólo se le considera como posterior al Calipuy.

El plegamiento que afectó al volcánico también abarcó a los sedimentos anteriormen-te plegados, aumentando de esta manera su complejidad, a diferencia del afloramiento prin-cipal de los volcánicos donde la estructura es relativamente simple.

Las rocas volcánicas están formando una serie de pliegues grandes y sencillos, conun ancho de 2-3 Kms. y 30-40 Kms. de largo. Los anticlinales siguen a los sinclinales en unaserie uniformemente ondulada de pliegues no fallados, los que gradualmente aumentan enintensidad hacia el Este al sobreponerse a los sedimentos plegados del Cretáceo (Esta se-cuencia se ve claramente en el cuadrángulo de Canta).

Más al Este, donde los volcánicos descansan sobre la línea de flexura del Cretáceo,los sobreescurrimientos del anterior plegamiento han sido reactivados, observándose ocasio-nalmente que los sedimentos están sobreescurridos sobre rocas volcánicas más jóvenes. Unbuen ejemplo de ésto se halla cercano a Santander, en el límite oriental del cuadrángulo deCanta, donde las cuarcitas Chimú sobreyacen a los volcánicos (sobreescurrimiento de PicoYanqui).

Por consiguiente, hubo un período de compresión después del plegamiento pirncipalde los sedimentos cretáceos el cual afectó a los volcánicos de la formación Calipuy.

El hecho de que solamente fue afectada la parte oriental del afloramiento del volcáni-co Calipuy (la litología de la parte plegada es idéntica a la no plegada y a ambas los espesoresson considerables) y al no tenerse ningún elemento para explicar esta gran diferencia estruc-tural, se asume como una posibilidad que los sedimentos cretáceos que se encuentran deba-

jo de la cubierta volcánica cambien de facies hacia el Oeste dando lugar a la formaciónCasma. De ser así el cambio en estructura de los volcánicos suprayacentes sería simplemen-te el reflejo de la variación en litología de los sedimentos cretáceos infrayacentes.

Se refuerza el carácter puramente especulativo de lo anterior, si se considera la granpotencia de los volcánicos Calipuy deformados, puesto que ello resultaría demasiado volumi-nosa para que sea el resultado de los efectos lubricantes de los sedimentos subyacentes; ade-más debe tenerse en cuenta que el grosor de estos últimos puede haber sido considerablementereducido por erosión antes de la acumulación de los volcánicos.



También, si ello no se debe a la influencia de los sedimentos, entonces quizás sea

consecuencia de estructuras profundas las que también han podido haber definido la cuencade sedimentación cretácea.

La zona de pliegues y sobreescurrimientos fue reconocida y nombrada por Wilson(1967) en la región situada al Este de la Cordillera Blanca. En el área mapeada, esta zona esla prolongación hacia el Sur de la provincia descrita por Wilson (1967), teniendo la misma

extensión que la cuenca de sedimentación Cretácea (Fig. 22). Esta limitada hacia el Este porla zona de fallamiento en bloques. Su límite occidental no se conoce, debido a que lossedimentos cretáceos están cubiertos por los volcánicos Calipuy.

Es evidente que este problema estructural está relacionado con el del cambio de lossedimentos cretáceos a la formación Casma, siendo probable que ello pueda ser mejor estu-diado más al Norte, donde disminuye la extensión del afloramiento del volcánico Calipuy.Igualmente en los cuadrángulos de Santa Rosa, Casma y Huaraz tal vez pueda encontrarse lasolución, aunque la presencia del Batolito de la Costa y del volcánico Calipuy dificultan lalabor.

En general, se considera que la secuencia de la cuenca del Cretáceo se ha formadocomo un conjunto estructural independiente, separado de las rocas pre-cretáceas por undespegue basal en la formación Oyón. (Conclusiones similares han sido propuestas porHarrison - 1960 y Wilson - 1967).

Esta zona consiste esencialmente de una serie de pliegues muy largos cuyos ejestienen una longitud de 100 Kms. o más. Los pliegues son concéntricos con deformacionescilíndricas de las unidades Chimu y Jumasha, mientras que las secuencias incompetentes,tanto de la formación Carhuaz como del Albiano, suelen mostrar caracteres disarmónicos.Los terrenos elevados están constituídos por anticlinales en la formación Chimú y sinclinales

en la formación Jumasha, siendo la amplitud de los primeros generalmente a 1 Km., mientrasque la de los segundos es de 1 a 3 Kms.

Los anticlinales siguen a los sinclinales con gran regularidad, pero sus flancos estánpor lo común adelgazados tectónicamente. Esto se observa con frecuencia cerca a los límitesde la zona, de manera que los sobreescurrimientos son más abundantes hacia los bordesoriental y occidental que en la porción central. Asimismo, en los sitios en que existensobreescurrimientos, los pliegues por lo general son recostados opuestamente, de manera



que considerando que estas estructuras están relacionadas, obtenemos un patrón estructural

en el que ellas están recostadas hacia afuera en los bordes de la zona, permaneciendo verti-cales en el centro (ver Fig. 22 y 23).

Esta zona dentro de los límites geográficos del presente informe está contenida casicompletamente dentro de los cuadrángulos de Oyón y Canta; pero según las referencias, esbastante amplia a nivel regional (Cossío - 1964 y Wilson - 1967).

Es evidente que tanto el ancho como la profundidad de la cuenca sedimentaria fueronmucho mayores más al Norte de la presente área, y que el ancho reducido de la zona depliegues y sobreescurrimientos dentro de esta zona, refleja exactamente una cuencaestratigráfica que también fue relativamente reducida en profundidad y ancho.

Las estructuras situadas en los bordes de la zona (inclinadas hacia afuera) convergenal Sureste del área, pudiendo ser que dicha zona de pliegues y sobreescurrimientos desapa-rezca en esa dirección a corta distancia. Parece probable que las estructuras recostadas serelacionan con la distribución del horizonte basal que ha servido de lubricante, en este casolas lutitas Oyón. Donde éstas se presentan, la secuencia sedimentaria se deforma indepen-dientemente de las rocas infrayacentes, pero donde desaparecen, tal secuencia puede consi-derarse estructuralmente contínua con la serie infrayacente.

Los sobreescurrimientos y pliegues recostados, pueden interpretarse como la resul-

tante entre un conjunto de estructuras “flotantes”y bordes más rígidos, en forma muy similar alo que ocurre con las olas en la orilla. De acuerdo a este punto de vista, la zona de plieguesy sobreescurrimientos puede considerarse como una porción de la faja andina donde la se-cuencia cretácea está sobre un horizonte que actuó como lubricante y prevaleció la tectónicade despegue, cuyas principales estructuras son:

El sistema de plegamiento de Pico Yanqui, cuyos ejes tienen una longitud de más de90 Kms. En el mismo lugar de Pico Yanqui, existe un cambio abrupto de estilo y el eje delpliegue se curva hasta buzar verticalmente, cerrándose la estructura allí mismo, ejes taninclinados son desconocidos en otros lugares de la zona de pliegues y sobreescurrimientos,pero ellos no son raros en la zona ubicada inmediatamente al Este.

Se considera posible que la formación Oyón desaparezca cerca de Pico Yanqui yque con la pérdida del horizonte basal, el estilo de plegamiento cambie rápidamente hacia unomás característico de la zona oriental aledaña.

El sistema se inicia al Sureste con un anticlinal que cabalga hacia el Este, en un co-mienzo sobre una secuencia de la zona de fallamiento en bloques y luego, a muy corta distan-cia, sobre otras estructuras de su propia zona. En su prolongación hacia el Noroeste, al



bifurcarse, da lugar a un anticlinal occidental (Pico Yanqui Oeste), un sinclinal intermedio

(Sinclinal de Oyón) y un anticlinal Oriental (Pico Yanqui Este).

El anticlinal Pico Yanqui Oeste es vertical, excepto en el extremo Norte del áreadonde está inclinado. El sinclinal Oyón también es vertical, a diferencia del anticlinal PicoYanqui Este que se halla persistentemente inclinado hacia el Oriente y cabalga en forma inter-mitente a lo largo de todo su recorrido.

Al oeste del sistema de Pico Yanqui, se presenta el sinclinal Rapaz que es largo,contínuo y generalmente vertical, pero que en dos localidades está inclinado hacia el Oeste.Este sinclinal es importante, principalmente, porque en el pueblo del mismo nombre las cali-zas de la formación Jumasha han sido desalojadas del núcleo del pliegue por los sedimentos

del Albiano.

Al Suroeste del sinclinal Rapaz, un anticlinal dividido y un sinclinal recostado hacenmás extenso el afloramiento de las calizas Jumasha. Estas estructuras pueden observarse ala altura de Baños, desde la carretera que va a la mina Santander. La impresión que se tieneal observar desde este punto, es como si uno estuviese dentro de un amplio domo definidopor las calizas de la formación Jumasha. En realidad uno está dentro de un pliegue en formade caja que es resultado de la división del anticlinal de Baños.

En esta área, la parte inferior de las calizas Jumasha es margosa, habiéndose deforma-

do disarmónicamente en el ramal occidental inclinado, lo cual incrementa la aparente compleji-dad estructural de esta zona. Este hecho fue observado anteriormente por Harrison (1956).



Inmediatamente al Oeste del ramal occidental las calizas Jumasha conforman un sin-

clinal recostado, el cual a su vez en Baños cabalga hacia el Oeste sobre un anticlinal formadoen las cuarcitas infrayacentes Chimú.

Este sistema complejo de calizas plegadas en el área de Baños es una extensiónrelativamente pequeña, y más o menos a 10 Kms. al Noroeste las estructuras desaparecencontra un sobreescurrimiento que separa las calizas de las cuarcitas, estando el afloramientode las primeras restringido solamente al sinclinal Rapaz.

Al Oeste del sinclinal Rapaz las estructuras se hacen más discontinuas, y la forma delafloramiento de las calizas Jumasha que define esta faja es controlado por varias estructuras,en lugar de una como era en el caso del sinclinal Rapaz. En la parte Sur de la faja, el sinclinal

Vichaycocha “ A “ controla el afloramiento de las calizas desde el mismo Vichaycocha hastamás o menos 10 Kms. al Noreste de Picoy, donde el eje es cortado por un sobreescurrimientoque separa las calizas de las cuarcitas Chimú. A lo largo de la mayor parte de esta sección,el sinclinal está inclinado y también sobreescurrido sobre las cuarcitas Chimú. Inmediata-mente al Noreste de este punto, las calizas ofrecen dos anticlinales con un sinclinal interme-dio, pasando el eje del segundo anticlinal a 2 ó 3 Kms. al Este del pueblo de Pachangara.Más allá de este lugar un segundo sinclinal grande y vertical, el Vichaycocha “B”, controla elafloramiento de las calizas.

Las dos anticlinales mencionados pasan diagonalmente a través de un extenso aflora-

miento de lutitas Carhuaz, haciendo aflorar en los anticlinales a las cuarcitas Chimú, las quefinalmente cambian de dirección y continúan por el lado Oeste del sinclinal Rapaz.

Al Oeste del complejo de estructuras Vichaycocha, existe una serie de anticlinales ysinclinales en las formaciones Chimú, Santa y Carhuaz. Todos estos pliegues son muy afinesentre sí y la mayoría de ellos están recostados hacia el Suroeste.

Se considera probable que esta faja de pliegues recostados corresponda al límiteaproximado de las lutitas Oyón.

Un amplio afloramiento de lutitas Carhuaz continúa hacia el Oeste infiriéndose en esta

área una gran falla controlada por el basamento.

La última estructura visible en la zona de sedimentos plegados es un anticlinal sencillo,de sección vertical, formado en las cuarcitas Chimú que se hallan cubiertas discordantementepor el volcánico Calipuy. Como lo indican las secciones, se considera probable que estaestructura se haya formado fuera de la región de despegue y, estrictamente hablando, nodebería ser incluida en esta zona.

Las estructuras situadas al este del complejo de pliegues de Pico Yanqui tienen una



disposición en “echelon” con respecto al frente principal de sobreescurrimiento. De Sur a

Norte cuatro anticlinales sucesivos formados en cuarcitas Chimú desaparecen en le frente desobreescurrimientos (Ver fig. 24). El mismo anticlinal Pico Yanqui pasa diagonalmente alinterior de la zona y se hace más complejo, mientras que los anticlinales Chungar y Cochaquillapasan en echelón hacia el anticlinal Pico Yanqui. Los sinclinales Santander y Cochaquilla sonestructuras secundarias producidas por bifurcación. El sinclinal, y anticlinal Paton parece sermarginales a la estructura Pico Yanqui pero independientemente de ésta.

La más sencilla de estas estructuras es el sinclinal Santander, que es un pliegue verti-cal contenido dentro de los anticlinales Pico Yanqui y Chungar. Esta estructura está cabalga-da por el anticlinal Pico Yanqui en el Sureste, pero hacia el Noroeste disminuye la magnituddel desplazamiento. Hacia el Sureste, la inclinación del eje del pliegue aumenta y la formaciónJumasha está cubierta por volcánicos.

El sinclinal y el anticlinal Cochaquilla son más difíciles de identificar y describir porqueambos están bastante cubiertos por volcánicos posteriores. El sinclinal está solo parcialmen-te cabalgado por el anticlinal Pico Yanqui en su flanco occidental, y en el Sureste está biendefinido en una serie de picos altos de caliza. Al Noroeste, el núcleo del sinclinal estádiscordantemente cubierto por los volcánicos, aflorando en las vecindades del lago Cochaquilladonde está sobreescurrido y cortado por el anticlinal Pico Yanqui.

El anticlinal Cochaquilla está casi completamente cubierto por volcánicos, sin embar-

go puede observársele en el mismo lago Cochaquilla y también donde cruza a las cuarcitas enel camino que va de la Hacienda Quemahuasi a Minas Ragra.

Al Noroeste del lago Cochaquilla, el anticlinal homónimo cabalga sobre los volcáni-cos y también sobre el sinclinal Patón; a su vez, está sobreescurrido por el anticlinal PicoYanqui, razón por la cual su separación no es muy clara; pero, en el anticlinal Chungar existeun caso de unión suficientemente clara con el anticlinal Pico Yanqui, lo que permite pensar,sin lugar a duda, que lo mismo sucede con el anticlinal Cochaquilla.

La culminación meridional del anticlinal y sinclinal Cochaquilla está completamenteoculta, razón por la cual las estructuras cretáceas que se encuentran debajo del volcánico

deberán considerarse en trabajos posteriores. Uno de los problemas es el de saber si elflanco invertido constituido por calizas Jumasha (se presentan casi siempre a lo largo delfrente de sobreescurrimiento) se prolonga debajo de los volcánicos. En la Fig. 8 no semuestra continuo, asumiéndose por consiguiente que es reemplazado por las Cajas rojas.

Rocas volcánicas cubren al sinclinal y al anticlinal Patón en sus partes Sureste. Sinembargo, en el mismo lago Paton ambos están bien expuestos y son verticales. El eje delsinclinal está ampliamente flexionado en el lago Paton, presentándose también un notablefallamiento cruzado. Al norte del lago, el sinclinal está cabalgado por el anticlinal Pico Yanqui



y el eje sinclinal continua hacia el Norte, desapareciendo finalmente en el límite de la hoja.

Esto se puede ver con claridad desde la carretera que conduce a la mina Raura, lugar dedonde también se ve el anticlinal Paton magníficamente expuesto.

Los sinclinales Santander, Cochaquilla y Paton están flanqueados en sus lados orien-tales por anticlinales formados en las areniscas Chimú. Dichos anticlinales sobreescurridos(formados en las areniscas Chimú) están siempre presentes a lo largo del margen oriental dela zona de pliegue y sobreescurrimientos.

Donde se unieron la secuencia occidental móvil con la oriental rígida, se desarrolló ungran anticlinal recostado seguido hacia el Este por un sinclinal. A lo largo de los ejes de estospliegues se desarrollaron fracturas y el anticlinal cabalgó sobre el sinclinal. El flanco invertido

del anticlinal fue de esta manera trasladado hacia el Este, poniéndose en contacto fallado conlas capas rojas de la formación Casapalca. Este flanco del anticlinal, que está uniformementeinvertido en toda su longitud, consiste totalmente de calizas de las formaciones Jumasha yCelendín, estando a su vez cabalgado por el núcleo del anticlinal formado en las areniscasChimú.

Esta secuencia de estructuras está siempre presente a lo largo del límite entre las doszonas estructurales. Cuando falta el flanco del anticlinal recostado, es porque ha sido corta-do por fallas cruzadas.

En los alrededores del lado Paton se vé claramente la suave inclinación delsobreescurrimiento debajo de las calizas invertidas. El sobreescurrimiento que buza unos30° hacia el Oeste se empina rápidamente, siguiendo después un curso rectilíneo hacia elSudeste. Hay posibilidades de que estos sobreescurrimientos hacia el Sureste, se conviertanen fallas inversas de alto ángulo, características de la zona de fallamiento en bloques.

La mayor parte del plegamiento y fallamiento tuvo lugar antes de la depositación delvolcánico Calipuy, aunque algunas de las estructuras están cabalgando sobre estos volcáni-cos. Debe haber existido un proceso en el que las estructuras preexistentes se hicieronconsiderablemente más apretadas, y en el cual el sinclinal y anticlinal Cochaquilla fueronintermitentemente sobreescurridos sobre los volcánicos Calipuy.

Esta zona dentro del área mapeada es una continuación de la provincia descrita porWilson (1967), pero difiere de ella principalmente en que no existen sedimentos pre-cretáceos,la cobertura es más gruesa y las estructuras cualitativamente son diferentes. Sin embargo, acorta distancia hacia el Este, se sabe que existen rocas más antiguas.



tadas al Norte. Sin embargo, en el mismo lago Punrun hay un cambio abrupto en la dirección,y tanto el pliegue como la falla corren a 330° que cruza a los que tienen 330° , originando unafloramiento bastante amplio de calizas. Al Este de la estructura dos anticlinales y un sinclinalsiguen con una dirección de 330° y continúan hasta que se cierre la estructura en la caliza. Laparte Suroriental está fallada, pero la Suroccidental está normal. Asimismo, el anticlinal orien-tado a 300° está cortado por un sinclinal transversal de 80°. Este sinclinal tiene una morfo-logía extraña, siendo en forma de caja.

En el lado Norte del sinclinal se ve un anticlinal muy bien definido y con un eje curvodesde cuyo flanco buzan numerosos pliegues a ángulos rectos, formando uno de ellos elanticlinal Uchucchagua. La estructura se hace también más complicada a lo largo de su

borde occidental, debido a la imbricación asociada a la proximidad de estructuras de la zonade pliegues y sobreescurrimientos.

En la actualidad no se sabe las causas de este complejo plegamiento cruzado, peroparece razonable suponer que los pliegues son básicamente el resultado de la acción demovimientos de la cobertura a lo largo de líneas de fallas que corren en diferentes direccio-nes, interceptándose unas con otras. La orientación de estas fallas es de 360°, 330°, 300° y80°.

Hacia el Noreste de la estructura Punrun, un par de domos elongados yacen a lolargo del mismo eje. Una falla importante corre por el flanco occidental del domo másseptentrional, existiendo la posibilidad de que ésta sea la continuación de la falla situado a lolargo del borde oriental de la estructura Punrun.

En la esquina Noreste del área, una gran falla orientada a 330° origina una grancantidad de pliegues apretados en los sedimentos cretáceos y en las Capas rojas.

En general, esta área es una zona de domos que yacen a lo largo de líneas de falla enlas rocas subyacentes, aunque a veces alcanzan la superficie. Los domos pueden considerar-se como perturbaciones en una estructura plana, sobre la cual se encuentra una cubiertaconsiderable de Capas Rojas.

Las fallas cruzadas, aunque localmente son grandes e importantes, no se considerancomo características de esta zona. Ya que se piensa que las fallas se orientación Andinaafectan al basamento, no hay razón para que las fallas similares no estén presenten en la zonade pliegues y sobreescurrimientos, siendo insuperable la dificultad para diferenciar entre unafalla inversa de alto ángulo originada en el basamento, y otra generada solamente en la cober-tura encima de la superficie de despegue basal. Sin embargo, los alineamientos de fuentestermales y de mineralización, son buenos indicios de que el fallamiento del basamento, enrealidad, ha penetrado a la cobertura.



En consecuencia, aunque la zona de fallamiento en bloques se distingue sólo en el

área del Altiplano, sus elementos estructurales están probablemente representados, por lomenos en cierto grado, en todas las otras zonas estructurales.

De una manera general, el Batolito es como un inmenso dique paralelo al margencontinental y está emplazado en sedimentos eugeosinclinales mesozoicos; sin embargo, no sepuede mantener la hipótesis de que se originó por la refusión de sedimentos eugeosinclinales,porque en otros sitios del Perú está emplazado dentro de los sedimentos miogeosinclinales o

aún dentro del Basamento pre-Cambriano.

El batolito está claramente relacionado con el margen continental y su origenpresumiblemente está conectado con la acción recíproca que existe entre la placa continentaly la oceánica. Peró, el margen continental ha estado establecido por un período bastantelargo y es un poco difícil ver porque el Batolito se formó en el Mesozoico y no en el Paleozoicoinferior, porque al parecer el metamorfismo regional fue generalizado y más apropiadas lascondiciones para la formación de batolitos.

La forma de diques resulta, posiblemente, del aprovechamiento por los magmas as-cendentes de una zona de cizalla profunda desarrollada cerca al margen continental. Ante-riormente se sugirió que la angosta faja de plegamiento situada al Sur del río Pativilca era unaexpresión superficial de esta zona de cizallamiento, anotándose que la faja de pliegues ocupa-ba la línea central del Batolito. La sección transversal del Batolito también corresponde casiexactamente a una gradiente bastante abrupta para la discontinuidad de Mohorovicic (Hayes1966), siendo probable que los dos fenómenos estén relacionados en alguna forma.

En resumen, el afloramiento alargado del Batolito en forma de un inmenso dique,refleja la estructura regional de los Andes Peruanos como una serie de fajas paralelas orien-tadas con una dirección Nor-occidental. La forma alargada de los afloramientos de lasprincipales tonalitas, también refleja este control estructural infrayacente.

Sin embargo, los afloramientos en detalle de las grandes intrusiones así como de lasmás pequeñas, muestran que muchos de los contactos intrusivos, tanto internos como exter-nos, corresponden a direcciones de fallas de las rocas volcánicas intrusadas (Fig. 26). Estasdirecciones han sido seleccionadas por las fuerzas erosivas, de manera que son reflejadas engran medida por los principales patrones de drenaje. Es bastante evidente, aún en una ins-pección poco detallada del mapa, que las direcciones escogidas por el drenaje son paralelasa aquellas seguidas por los contactos intrusivos (Fig. 27).



En una forma generalizada, según la orientación, a las fallas transversales puede

agrupárseles de la siguiente manera:• Las que siguen la parte inferior del río Huaura, al Oeste de Sayán (280° - 300°)• Las que siguen la parte superior del río Huaura, al Este de Sayán (40° - 70°)

Estas direcciones también corresponden con el patrón principal de fallas transversa-les de toda el área. Este patrón es compatible con un sistema de fallas de desplazamientohorizontal desarrollado por una compresión NE-SW sobre la principal orientación estructu-ral andina, interpretación que se apoyada por los movimientos siniestrales y dextrales obser-vados a lo largo de ciertas fallas.

Los contactos intrusivos siguen líneas establecidas antes del emplazamiento de las

rocas ígneas, pero los intrusivos mismos están fallados y desplazados por fallas paralelas. Deesto se deduce que el episodio compresivo que produjo el fallamiento de desplazamientohorizontal, operó desde antes del emplazamiento del Batolito hasta después de su consolida-ción final, siendo también probable que este campo de esfuerzos sea el mismo que produjo elplegamiento de los sedimentos del Cretáceo y el fallamiento en bloques a lo largo de las fallasinversas de alto ángulo.

La existencia de este patrón de fractura ayudó al emplazamiento de las rocas intrusivasdel Batolito. La presión del magma ascendente hizo que el techo se partiera en bloquesrectangulares a lo largo de las líneas de debilidad previamente establecidas. Estos bloques se

hundieron en el magma, el cual subió y rellenó los espacios anteriormente ocupados por lasrocas de techo. Ciertas porciones de la tonalita de Santa Rosa y de la adamelita de Puscaoilustran muy claramente esta geometría.

En resúmen, se considera que el cizallamiento en el basamento profundo ha controla-do la principal orientación andina del Batolito, pero que las fracturas transversales de la rocaintrusada han ayudado al emplazamiento y han controlado la forma del afloramiento de mu-chas unidades individuales.

En estos últimos tiempos se ha ido aceptando más la idea de que los magmas intrusivoshan sido emplazados por medios diapíricos, habiéndose señalado interesantes analogías conla tectónica de los domos de sal. Estas analogías son útiles e ilustrativas, pero debe recordarseque las rocas intrusivas no son sal, y además son calientes y pueden reaccionar con la rocaencajonante en una forma en que no puede hacerlo la sal.

Es difícil resistirse a la conclusión de que una vez que los magmas se han formado,particularmente los magmas graníticos, estos ascienden a través de la corteza debido solo a la



gravedad específica diferencial. Esta conclusión parece inevitable y en consecuencia se ha

adoptado aquí como el método por el cual los magmas intrusivos del Batolito se elevaron através de la corteza y se emplazaron.

La aceptación del modelo diapírico implica que no hay problema fundamental deespacio, y que sólo se trata del reacomodo de ciertas secciones de la corteza.

En las inmediaciones del Batolito probablemente existen las estructuras equivalentesa los sinclinales que bordean los domos de sal, pero estas deben ser de una escala tan ampliaque sólo pueden detectarse con dificultad. Por otro lado, es posible que las mismas cuencassedimentarias puedan considerarse igualmente bajo este mismo punto de vista. Esto sirvepara enfatizar el hecho de que el problema del emplazamiento del Batolito puede estar rela-

cionado a una sección de la corteza bastante grande, y no a una zona restringida a las vecin-dades.

Un domo de sal que está ascendiendo generalmente produce estructuras en los sedi-mentos que lo rodean, aunque si se encuentran calizas masivas estas pueden ser simplementequebradas a lo largo de fracturas, los bloques caen dentro de la sal y son llevados hacia arribapor el movimiento ascendente de esta.

Es posible que algo similar ocurra en el caso del Batolito. Aunque el espacio puedehaber sido proporcionado, en un sentido cortical, por reacomodos de la corteza, el Batolito

está emplazado dentro de sedimentos horizontales. La impresión general es que los sedimen-tos y volcánicos que anteriormente ocupaban el espacio que ahora ocupa el Batolito fueronengullidos completamente por las rocas intrusivas, de manera que han desaparecido sin dejartrazas.

No es fácil explicar este problema. Aunque es posible suponer que algunas de lasrocas que constituyen el techo alcanzaron la superficie a través de cuellos volcánicos, esto nose puede considerar como una explicación adecuada de aplicación general. Particularmente,hay algunas intrusiones como la adamelita de Pativilca, en que los techos colgantes estánconectados en forma contínua con las rocas de las paredes, de manera que tal explicaciónresulta imposible de aplicar.

Este problema de espacio local para las intrusiones se vé complicado por el hecho deque muchas de las intrusiones iniciales que se emplazaron sin disturbar estructuralmente lasrocas intrusadas, son cortadas igualmente por intrusiones posteriores sin deformación estruc-tural. El gabro occidental constituye un buen ejemplo de ésto.

Con la evidencia disponible se considera que el “stoping” magmático ha jugado unpapel importante en el emplazamiento de las rocas intrusivas. En las adamelitas de Pativilca,



Puscao y Sayán, así como en la granodiorita de La Hoyada, se han mapeado zonas de

xenolitos que se han interpretado como ejemplos de “stopping” llevado a cabo con produc-ción de elementos pequeños (piecemeal stopping). También se considera que bloques rec-tangulares de la roca intrusiva se hundieron en un magma ascendente, el cual se elevó parallenar el espacio ocupado anteriormente por estas rocas.

En esta situación en particular con el Batolito emplazado en capas esencialmentehorizontales y no deformadas, la única alternativa sobre el “stopping” en gran escala es lagranitización in situ, pero esta alternativa es deshechada al haberse encontrado que la evolu-ción petrológica del Batolito indica que ésta fue un magma. Aunque el “stoping” es conside-rado como un mecanismo importante en el emplazamiento del Batolito, evidentemente no essuficiente para explicar todo lo relacionado con el espacio que ahora ocupa dicho Batolito.Es posible, sin embargo, que mecanismos de gran extensión cortical, tales como la formaciónde cuencas sedimentarias y levantamientos regionales, puedan tener relación con ésto.

La serie de perfiles regionales de la Fig. 28, muestran la evolución y emplazamientodel Batolito como una secuencia de intrusiones diapíricas y el desarrollo de las cuencassedimentarias mesozoicas como un par miogeosinclinal-eugeosinclinal separado por ungeoanticlinal intermedio. La evidencia de este geoanticlinal es estructural, y consiste de lasimetría bilateral de la secuencia plegada del cretáceo determinada por las estructuras volca-das hacia afuera en los bordes longitudinales.

Se sabe que las estructuras volcadas hacia el Este cabalgan en la misma direcciónsobre una plataforma, de manera que es lógico suponer que las estructuras volcadas hacia elOeste cabalguen igualmente hacia el Oeste sobre otra plataforma. Más aún, el Norte delárea mapeada, la estratigrafía de la faja de plegamiento cretáceo está dispuesta de tal forma,con las lutitas Chicama más antiguas en el centro y las formaciones más jóvenes Santa-Carhuaz en las márgenes, que sugiere una cuenca sedimentaria bilateralmente simétrica consus márgenes tanto al Este como al Oeste.

Se piensa que el borde occidental de la cuenca formó un geoanticlinal que separabael eugeosinclinal del miogeosinclinal y sobre el cual se depositaron sedimentos cretáceos dereducido grosor. Al fin del Cretáceo, el área geoanticlinal fué elevada constituyendo la fuentede origen de los clásticos para la depositación de las capas rojas de la formación Casapalca.Este levantamiento probablemente corresponde con el emplazamiento de alguna de las uni-dades mayores de Batolito.



Antes o conjuntamente con el levantamiento, el flanco occidental del geoanticlinal fue

ampliamente flexionado, impartiendo suaves buzamientos regionales hacia el Oeste a los se-dimentos eugeosinclinales del flanco occidental del geoanticlinal. Es esta estructura la que hafacilitado el emplazamiento del Batolito y puede, en realidad, haber sido originado por magmasbatolíticos ascendentes.

Después de la depositación de la formación Casapalca tuvo lugar la tectogénesis,siendo seguida por el emplazamiento de los volcánicos Calipuy, que también fueron afecta-dos por un período de plegamiento posterior. Probablemente durante este tiempo se empla-zaron muchas unidades del Batolito, pero aunque puede haber correspondido en tiempo a unperíodo de tectogénesis, el área eugeosinclinal -geoanticlinal en la que se emplazó el Batolitono fue plegada, siendo sólo afectada por un fallamiento transversal.

De esta manera, en términos generales, la faja móvil del Mesozoico consistió de unpar miodgeosinclinal-eugeosinclinal separado por un geoanticlinal intermedio. Todos estoselementos fueron fajas paralelas al Batolito, siendo evidente que reflejan perturbaciones de la



corteza de alguna magnitud, por cuya razón se les debe de considerar como el marco estruc-

tural más amplio que tiene que tomarse en cuenta cuando se discute el problema de espaciodel Batolito. La suma de estas perturbaciones podría haber proporcionado probablementeespacio, a pesar de que la zona del emplazamiento del Batolito no está perturbada en abso-luto.

Las observaciones de campo han demostrado que el “stopping” magmático es unhecho y que puede haber sido importante, o en todo caso, es el único mecanismo posible deemplazamiento. De esta manera el “stopping”, la asimilación y el marco estructural mesozoicopueden ser todos elementos necesarios para explicara el emplazamiento del Batolito en estazona de los Andes Peruanos.

Las fallas pueden ser clasificadas en:

a) Fallas paralelas a la orientación andina; y

b) Fallas transversales

Las fallas con dirección andina se encuentran principalmente en la parte oriental del

área, en la zona de fallas y sobreescurrimientos y en la zona de fallamiento en bloques. AlOeste de esta área son raras y en los cuadrángulos de la Costa no existen. A pesar de suausencia, la dirección andina en el área costanera está bien definida por la misma línea deCosta y por la orientación del Batolito costanero, pudiendo ser que las fallas están pobre-mente desarrolladas debido a la gruesa cobertura eugeosinclinal.

En la parte oriental del área estas fallas afectan al basamento, el cual está cerca a lasuperficie con una cobertura de plataforma relativamente delgada. Tienen una larga historia,habiendo controlado la sedimentación a través de gran parte del Mesozoico y posiblementedesde antes. En ciertos períodos de su historia han actuado como fallas normales, pero elsentido de movimiento más reciente ha sido como sobreescurrimientos de alto ángulo gene-ralmente orientados hacia el Noreste. La dirección de compresión que está de acuerdo conla orientación de estas fallas inversas de alto ángulo es de 245° - 65°, esto es, aproximada-mente de Suroeste a Noreste.

En la zona de pliegues y sobreescurrimientos muchas de las fallas que siguen estadirección son deslizamientos asociados con el desarrollo de pliegues con despegamiento.Indudablemente existen fallas en el basamento, pero éstas son difíciles de distinguir de lasfallas asociadas al plegamiento.



Aunque las fallas en esta dirección no son tan abundantes como las fallas transversa-

les, probablemente son más importantes debido a que pueden estar relacionadas a muchasetapas del desarrollo de los Andes en el Mesozoico.

Las fallas transversales tienen una orientación máxima de 300° - 310° y otras de 40°- 50°. Este patrón está de acuerdo con un sistema de fallas de desplazamiento de rumbo quese desarrolla como resultado de una compresión horizontal orientada de 265° a 85°. Enrealidad la figura es más complicada ya que en el área costanera hay una notoria orientaciónmáxima a 20°, pero a pesar de esto, la figura es bastante compatible con una compresiónorientada a EN a SW, lo que está confirmado por la observación de desplazamientos dextralesen muchas fallas de los cuadrángulos de la Costa. Estas fallas transversales están desarrolla-das sobre toda el área pero son más características en la parte occidental que en la oriental.Indudablemente, las fallas transversales más grandes se presentan en el Oeste, de maneraque es posible que estas fallas transversales pertenezcan principalmente a la cobertura y no albasamento.

Una observación pertinente es que el juego de fallas dextrales está más desarrolladoque el siniestral, lo cual se muestra claramente tanto en el mapa como en los diagramasestadísticos. En contraste, los cursos inferiores de los ríos comúnmente siguen una orienta-ción aproximada a la dirección de estadística de las fallas sinestrales. Ejemplo de esto son losríos Huaura, Supe y la Quebrada Venado Muerto, existiendo muchos ejemplos más. Lasobservaciones de campo, sin embargo, muestran que estos valles no siguen en realidad línea

de falla, o que si lo hacen, estas no presentan un movimiento sinestral a lo largo de ellas. Entodo caso para que estos ríos hayan desarrollado un patrón tan rectilíneo deben de haberseguido zonas de debilidad regional.

Esto está corroborado por el hecho de que muchos de los contactos intrusivos delBatolito siguen direcciones similares. Parece que tanto el Batolito siguen direcciones simila-res. Parece que tanto el Batolito como los agentes de erosión han escogido líneas importan-tes de debilidad que no se identifican fácilmente como fallas pero que, sin embargo corres-ponden aproximadamente con la máxima orientación estadística sinestral exigida por el pa-trón observado de fallas de desplazamiento de rumbo. A estas líneas podemos llamarlaslíneas de fallas ocultas o líneas de fallas latentes y ya que representan una debilidad realpueden haber sido originadas por una gran cantidad de pequeños cizallamientos en una zonalineal a lo largo de la cual no se han efectuado movimientos en gran escala.

Estas líneas de debilidad deben haber existido antes del emplazamiento de las unida-des del Batolito, de manera que fueron aprovechadas por este fenómeno. Sin embargo, haymuchas fallas que cortan y desplazan las unidades intrusivas y que son paralelas a los contac-tos lineales, de manera que la duración del período de compresión fue bastante largo o fueespasmódico durante un período prolongado.



La figura en general es de una compresión horizontal de Suroeste a Noreste que

actuó durante un período muy largo y que pudo ser espasmódica.

Fue esta compresión la que produjo las fallas inversas de alto ángulo y también fue laprincipal responsable del desarrollo de zonas plegadas a lo largo de la dirección andina.Posiblemente existieron ligeros cambios en la orientación de la dirección de compresión, locual podría explicar las irregularidades en la distribución de las fallas de desplazamiento hori-zontal.



Como la Geología Económica del área no la hemos estudiado en forma sistemática ydetallada las indicaciones que se hace son únicamente el resultado de algunas observaciones

de campo superficiales llevadas a cabo durante el mapeo regional.

El área está bastante mineralizada, existiendo dentro de sus límites varias minas im-portantes actualmente en producción, las que están situadas a gran altitud en la parte orientaldel área.

La mineralización metálica es de dos tipos principales: diseminada y masiva o en

vetas.

La mineralización en vetas puede encontrarse en cualquier parte del área, pero lamineralización diseminada está generalmente restringida a la zona costanera y asociada estre-chamente al Batolito.

Las zonas de alteración se encuentran en las rocas volcánicas y en el margen del

Batolito, estando comúnmente indicadas por una coloración rojo brillante causada por limonita.Es posible que esta capa roja sea el producto de intemperismo de los sulfuros diseminadosaunque esto no se ha comprobado debido a que ninguna de las zonas aludidas han sidoexploradas hasta la fecha.

La zona de alteración más importante se encuentra al Norte de Paramonga en el áreade Cerros Colorados que está ubicada al Oeste de la tonalita de Purmacana y se halla corta-da por intrusivos de pórfido cuarcífero y vetas de cuarzo, estando el propio pórfido cuarcíferoconsiderablemente alterado.



Al sur del río Pativilca se pueden observar pequeñas áreas de alteración cerca al

contacto de la tonalita. De todas las unidades principales del Batolito, la tonalita de Purmacanaes la que más comúnmente contiene trazas de cobre; aparte de este caso, parece que noexiste ninguna relación entre la mineralización y la litología de las rocas intrusivas.

Depósitos de esta naturaleza se encuentran en toda el área y generalmente estánasociadas con rocas intrusivas. Actualmente, a lo largo del contacto oriental del Batolitoestán siendo explotados pequeños depósitos de tipo de relleno de fisura en los metavolcánicos

de la formación Calipuy. De la misma manera, pequeñas labores de igual naturaleza estánampliamente dispersos en todo el afloramiento de esta unidad volcánica. Es probable queestas vetas, en la mayoría de los casos, estén asociadas con pequeños stocks difíciles dedistinguir de los volcánicos, los cuales en muchos casos es posible que ni siquiera lleguen a lasuperficie. Los minerales depositados en estos rellenos de fisura generalmente con chalcopirita,galena y esfalerita, aunque también se ha encontrado molibdenita, oro y hierro, particular-mente en localidades próximas al Batolito.

La principal zona mineralizada, sin embargo, es la faja sedimentaria y es aquí dondese encuentran las minas más grandes. En la mayoría de los casos la mineralización estáasociada con algún tipo de cuerpo intrusivo, conociéndose también asociaciones con fallasprincipales.

En la faja sedimentaria la mineralización está generalmente en calizas o cerca a con-tactos intrusivos, siendo comunes tanto los depósitos de relleno como los de reemplazamien-to.

Hay una notable concentración de grandes minas a lo largo de la línea de separaciónentre la zona de pliegues y sobreescurrimientos y la de fallamiento en bloques, lo que indicaque esta línea es un control importante en el proceso mineralizante. Sin embargo, aunque esverdad que la mayoría de las grandes minas se encuentran en la zona de fallamiento en blo-

ques, y que minas tales como Cerro de Pasco, Huarón, Gran Bretaña, etc., están posible-mente asociadas con rocas intrusivas, estas están fundamentalmente situadas en un área debasamento elevado con una cobertura de plataforma delgada. La línea de separación entrelas dos zonas estructurales es probable que penetra al basamento más profundamente quecualquier otra estructura , jugando consecuentemente un papel de consideración como con-ducto tanto para las rocas intrusivas como para las soluciones mineralizantes.

Los productos más importantes de las principales minas son cobre, plata, plomo yzinc.



Durante el curso del trabajo se localizaron tres prospectos mineros, los cuales sediscuten a continuación:

Uno de ellos es el denominado Andajes y se halla a más o menos 10 km. al norte deChurín emplazado en un stock intrusivo dentro del volcánico Calipuy. Todo lo que se haobservado del intrusivo en el campo, es que éste consiste de venas de cuarzo. Pero en laquebrada se han encontrado cantos de tonalita, lo que indicaría que el stock contiene unnúcleo interno de tonalita, tal como en la mina Raura.

Estas características inusitadas sugieren que la mineralización puede haber estado

asociada con este intrusivo; más aún, los volcánicos al estar intensamente coloreados en unagran extensión, indican que pueden contener alguna mineralización diseminada.

Otro, es el stock intrusivo situado a 10 km. al Noroeste del lago Punrun. Este cuerposólo se ha reconocido fotogeológicamente, pareciendo que está emplazado en un anticlinalcomplejo en calizas. Si esto es correcto, el área bien puede merecer un examen más deta-llado.

Finalmente, se tiene el prospecto de Ishcay Cruz determinado por un sombrero defierro en las calizas de la formación Santa, a unos 10 Km. al Sur de Oyón (Fig. 22). Lascalizas están en el flanco occidental del anticlinal de Pico Yanqui, y como a 1 km. más haciael Oeste, el sinclinal de Rapaz está intrusado por un stock, existiendo la posibilidad de queeste se halle relacionado con alguna forma con la mineralización.

El área fue investigada geofísicamente por Evans y Greenwood (1968), los que hanhecho una completa descripción de la zona mineralizada.

En resúmen, se ha encontrado dos sombreros de fierro, correspondiendo cada uno aun conductor débil en profundidad. El ancho de estos sombreros es pequeño, sólo de unosmetros, pero su longitud es de lago más de 1 km. En muestra de mano el sombrero es de uncolor negro azulado, pareciendo manganesífero, lo cual ha sido corroborado por los análisis

químicos.El hecho de que la zona mineralizada sólo se muestre como un conductor débil en

profundidad, desecha la posibilidad de que se trate de un cuerpo masivo de galena chalcopirita.Es posible que la anomalía sea causada por los óxidos de manganeso, que son conductoresdébiles, o también por pirita diseminada en esfalerita masiva.

Se ha registrado hasta el 6% de zinc en la superficie del sombrero; mientras que unpoco más al Sur, en la localidad de Fiel, un prospecto de zinc consistente de pirita disemina-da en esfalerita masiva, dio un conductor débil de tipo similar al encontrado es Ishcay Cruz.



Evans y Greenwood recomendaron perforar el sombrero para probar el material

original no alterado, lo cual es lo más acertado para despejar esta incógnita. Los geofísicostambién examinaron los bordes del stock intrusivo junto a las calizas, donde encontraron elúnico buen conductor. Est se interpretó como la indicación de un sulfuro masivo o la conver-sión de las calizas orgánicas de la formación Pariatambo en grafito por metamorfismo termal.En este caso nuevamente se recomendó la perforación con el siguiente paso en la explora-ción.

En vista de la estrecha relación entre los stocks y la mineralización, parece recomen-dable examinar las rocas de caja que rodean todos los stocks, y muy particularmente dondelas rocas sean calizas.

Las calizas orgánicas oscuras de la formación Pariatambo contienen vanadio y hansido trabajadas por este metal. El procedimiento consistió en quemar el material arcillosonegro y lavar las cenizas resultantes. En el distrito de la Viuda pueden verse fosas donde fuetrabajada antiguamente la formación. Es posible que todo el afloramiento de las calizasPariatambo tenga algún contenido de vanadio, y que las labores existentes corresponden mása la accesibilidad que a cualquier otro factor.

Minas Ragra, fue el depósito más importante de vanadio que estuvo en producciónhasta épocas recientes, a unos 6 Kms. al Oeste del Lago Punrum. En su oportunidad, estamina contribuyó con una proporción muy considerable a la producción mundial de vanadio.

El depósito, peculiar en todo su sentido (está emplazado en areniscas y margas rojasde la formación Casapalca) consiste de lutitas marrón oscuro que parecen haber sido cocidaspor algún proceso natural. Las lutitas tienen una semejanza con la formación Pariatambo y sedice haber encontrado un amonite albiano en estas minas.

Si el depósito es del albiano, existe un problema estructural considerable para mo-

verlo a través de las calizas Jumasha dentro de las capas rojas sobreyacentes. La mina estácerca del sobreescurrimiento que separa a las dos pirncipales zonas estructurales, y en estesentido está cerca a las grandes estructuras que pueden haber facilitado el movimiento, perodentro de la formación Casapalca la deformación estructural sólo es moderada, no existiendosignos evidentes de fallamiento en las vecindades de la mina. Un anticlinal de escala muypequeña se encuentra en las capas rojas más o menos a medio kilómetro al Este de la mina.Tanto el anticlinal con los depósitos están cortados por diques de andesita, pero éstos noparecen haber causado la cocción de las lutitas.



predecir. A pesar de esto, el yeso es trabajado en pequeña escala en un afloramiento

superficial, más o menos 1 Km. aguas abajo de Churín.

La presencia de yeso en las lutitas Carhuaz no es un rasgo constante, siendo posibleque también exista más de un horizonte.

En la costa a 32 km. al Sur de Huacho se encuentran los manantiales naturales deno-dados Las Salinas, los que consisten de una serie de pequeñas lagunas ubicadas debajo del

nivel del mar. El agua en estas lagunas se evapora pero es reemplazada por agua de marprecolante, que es admitida a través de la barra permeable ubicada en la orilla. Por esteproceso de evaporación y renovación el agua se vuelve más salina, hasta que finalmente elmaterial más soluble se deposita como cristales.

Las lagunas están recubiertas de yeso, mineral que puede presentarse en grandescristales y constituir considerables depósitos de yeso, los cuales son explotados en granescala principalmente por Alcali Peruano Ltda.



Después de haber redactado el informe se encontraron ciertos indicios que hacíansuponer que la unidad mapeada y descrita como volcánicos Calipuy en el área estudiada,estaba en realidad formada por dos series de volcánicos diferentes. Esta suposición fueplenamente comprobada durante el trabajo de campo realizado en 1971.

En el cuadrángulo de Chiquián, situado inmediatamente al Norte del cuadrángulo deAmbar, se ha observado que la formación Calipuy sobreyace con discordancia angular a unaserie de volcánicos piroclásticos en capas delgadas. Esta discordancia ha sido muy bienobservada en la zona de Ocros y más al Este en la zona de Cajatambo, donde se ha encon-trado esta misma secuencia sobreyaciendo a la formación Santa, secuencia que fue plegadapor el mismo plegamiento que afectó los sedimentos cretáceos. En consecuencia, esta seriede volcánicos es de edad cretácea y viene a ser el equivalente lateral de alguna porción de lasecuencia sedimentaria cretácea.

Con este concepto en mente se visitaron nuevamente los afloramientos del río Huauray del río Chancay, descubriéndose que realmente esta formación de volcánicos cretáceos sepresentan en ambos ríos. La extensión de dichos afloramientos está indicada en la figura 29,la cual modifica los mapas geológicos respectivos a escala 1:100,000

En general, se ve que tanto en la zona de Churín, en el río Huaura (Fig. 30), como enSanta Catalina en el río Chancay (Fig. 31), hay un cambio de facies muy brusco alrededor deun anticlinal formado en la cuarcita Chimú. En ambos casos la secuencia volcánica se desa-rrolla al Oeste del anticlinal y la secuencia sedimentaria al Este. Sin embargo tanto en Chimúcomo en Santa Catalina hay un poco de vulcanismo en el lado oriental de cada anticlinal. En

Churín, debido al marcado fallamiento que existe, las relaciones no son muy claras, pero enSanta Catalina se puede observar que en el lado occidental del anticlinal los volcánicossobreyacen a las cuarcitas Chimú, estando intercaladas con las lutitas de la base de la forma-ción Carhuaz en el lado oriental. En consecuencia, se ha probado adecuadamente que estaserie de volcánicos es el equivalente lateral de la secuencia sedimentaria del miogeosinclinal,y posiblemente represente la parte superior del sistema Cretáceo a partir del tope de laformación Chimú.



También es claro que esta serie de volcánicos piroclásticos se encuentra en una zona

dentro de los volcánicos marinos de la formación Casma y los sedimentos cretáceos demiogeosinclinal. Como esta serie volcánica está compuesta principalmente de rocaspiroclásticas, es probable que fueron depositadas bajo condiciones continentales. En cam-bio, tanto los volcánicos de la formación Casma, como los sedimentos de la cuencamiogeosinclinal fueron formados bajo condiciones marinas. Se deduce entonces que estosdepósitos volcánicos continentales ocuparon una zona positiva que separaba los volcánicosCasma del eugoesinclinal de los sedimentos del miogeosinclinal. Por tanto, esta nueva evi-dencia apoya en forma no muy amplia la hipótesis que dentro del eugeosinclinal y miogeosinclinalexistió un área positiva.

Ahora está claro que esta área positiva, que se puede considerar comointrageoanticlinal, fue cubierta por las series volcánicas del cretáceo, y que los volcánicosestaban encima de las cuarcitas Chimú que formaban el piso clástico de esta secuencia delintrageoanticlinal. Aunque estos volcánicos cretáceos del intrageoanticlinal han formadocondiciones muy diferentes a las del eugeosinclinal, es necesario considerarlos como unaextensión lateral del grupo Casma.

Las estructuras en los volcánicos cretáceos son mucho más amplias que en la zonasedimentaria del miogeosinclinal. En el flanco oriental del anticlinal formado en las cuarcitasChimú que separa a las dos zonas, los volcánicos buzan unos 70° al Oeste. Sin embargo, auna distancia muy corta hacia el Oeste, las capas cambian y el buzamiento se hace más suave,variando entre 10° y 30°. Cerca de Churín hay un anticlinal formado en las cuarcitas Chimúque presenta volcánicos al Oeste y sedimentos al Este.

El flanco del anticlinal está fallado pero los volcánicos buzan al Oeste con graninclinación haciéndose súbitamente más suaves hacia el Oeste, de manera que desde estepunto hasta casi el contacto con el Batolito, los pliegues son muy amplios y los buzamientosmoderados. Más hacia el Oeste aparece bruscamente otro anticlinal, en el núcleo del cual se

encuentran capas de lutitas intercaladas con capas piroclásticas, las primeras de las cualescontienen fósiles de gasterópodos. Hacia el Occidente, al otro lado de este último anticlinal,los buzamientos de las capas cambian nuevamente a ángulos bajos hasta que son cortadospor el Batolito.

Este plegamiento moderado hace que sea muy difícil mapear el contacto entre laformación Calipuy y la formación Casma. Unicamente en dos lugares, localizados en lascrestas de dos anticlinales, existe discordancia angular.



En todo el resto de la sección las capas cretáceas son casi paralelas a las capas del

Calipuy y como la litología de ambas formaciones es muy similar, a veces es muy difícildiferenciarlas, pero aún asís han sido separadas y sus áreas de afloramientos respectivosestán indicadas en ilustraciones adjuntas.

En la cresta del anticlinal ubicado al Oeste, la formación Calipuy sobreyace a losvolcánicos cretáceos con discordancia angular, existiendo en la base de la formación Calipuyun conglomerado basal con cantos de cuarcita. Encima de este conglomerado, los primeros200 mts. del volcánico Calipuy se presentan en capas muy delgadas, por lo que el problemade delinear el contacto es mucho más difícil que cuando este volcánico está compuesto depiroclásticos macizos, tal como suele ocurrir normalmente.

La discordancia se ha seguido hacia el Oeste de este contacto angular, observándoseque tanto el volcánico Calipuy como los volcánicos cretáceos están cortados discordantementepor el Batolito.



Durante el trabajo de campo realizado en el año 1972 se efectuaron algunas obser-vaciones que han permitido modificar los mapas geológicos que acompañan al presenteBoletín. Estas modificaciones pueden sintetizarse de la siguiente forma :

El cuerpo de la tonalita ubicado inmediatamente al Norte del pueblo de Ambar es enrealidad mayor de lo que figura en el mapa publicado (Fig. 32). Esta tonalita está emplazadadentro de lavas andesíticas macizas de la formación Casma y es muy similar a la tonalita dePaccho. En muestra de mano es de grano medio y de color gris azulado y presenta cristalesbien formados de hornblenda y biotita dispuestos en una matriz de plagioclasa, sin una buenaorientación.

En la cabecera del río Chillón, a la altura del pueblo de Cullhuay (Fig. 33) se encontróun stock de tonalita de 18 Km2. más o menos, el cual no se había mapeado anteriormente.Este stock está constituído por una roca de color gris claro y de grano fino con cristalesprismáticos bien formados de hornblenda y biotita en una matriz compuesta principalmentede Plagioclasa y cuarzo.

La geología de las esquinas Sureste y Noreste de los cuadrángulos de Oyón y Cantarespectivamente, ha sido reinterpretada con el aporte de las observaciones realizadas en unrecorrido a lo largo de la nueva carretera que una Vichaycocha y Huarón. Según los datosobtenidos en este viaje se ha podido determinar que la cantidad de volcánicos es menor quela estimada anteriormente y que por el contrario, la proporción de sedimentos es más impor-tante. Los cambios efectuados se indican en la figura 34.



El punto más notable en esta reinterpretación es que las estructuras que corren de

Norte a Sur sin interrupción, están afectadas por una falla importante de desplazamiento derumbo. Esta falla, ubicada en la quebrada Antamachay, tiene un sentido de movimientodextral y desplaza las estructuras diagonalmente a su rumbo por una distancia de 1 a 3 kms.Aunque es difícil seguir las estructuras a lo largo de la falla, se considera que esta interpreta-ción es más correcta que la adoptada anteriormente.

De la misma forma, se sugiere ahora que los sinclinales de Santander, Cochaquilla yPaton son probablemente la misma estructura, pero muy afectadas tanto por fallas transver-sales como por sobreescurrimientos. Como se indica en el nuevo mapa modificatorio (Fig.34), la transición del sinclinal Santander de Cochaquilla es en una zona tan intensamentefallada que el eje del sinclinal está casi destruido, pero aún así a pesar de ello se le puedeseguir sin dificultad a través de las fallas. Más al Norte todavía se puede dudar de la equiva-lencia de los sinclinales Cochaquilla y Patón, pero aún con los problemas que origina elfallamiento, es más acertado considerarlos como una misma estructura. Hay que tener encuenta, sin embargo, que en esta área la estructura está bastante complicada por fallas y seencuentra parcialmente cubierta por depósitos volcánicos de la formación Calipuy.

Una consecuencia de esta reinterpretación es que el sobreescurrimiento situado en ellado oriental del sinclinal de Cochaquilla y Antamachay movido más hacia el Este. Un áreaque en los mapas geológicos (1:100,000) se mostraba cubierta por volcánicos, se presentaahora con las rocas cretáceas aflorando en secuencia normal. Inmediatamente al Este, la

secuencia es seguida por una faja de calizas Jumasha, limitada por grandes fallas a amboslados, que son la prolongación de las estructuras de bordura de la zona de pliegues ysobreescurrimientos. Hacia el Este, las calizas están falladas con el volcánico Calipuy, el cualyace con discordancia angular sobre las capas rojas, mientras que al Oeste están cabalgadaspor un anticlinal en la formación Chimú, el cual es la prolongación del anticlinal de Chungar.

Esta faja de estructuras está localizada en la zona entre Minas Ragra y Chungar,encontrándose intensamente afectada por la falla de desplazamiento de rumbo de la Quebra-da Antamachay, de manera que al Sur de esta falla la faja de estructuras está situada 3 kms.más al Oeste que al Norte.

Otra consecuencia de la reinterpretación es que la estructura designada anteriormen-te como anticlinal de Chungar continúa a lo largo de todo el límite de la zona de pliegues ysobreescurrimientos entre Chungar y lago Patón, como un anticlinal en la formación Chimúcabalgando sobre las calizas Jumasha y presentándose en algunos sitios cubierto por depósi-tos volcánicos



Precisamente en la zona de deformación más intensa se han emplazado varios intrusivosque de Norte a Sur se les ha denominado de la siguiente manera (Fig. 35): Uchucumachay,Casacocha, Condormayllacuran, Chalhuacocha y Chungar.

Estos stocks se han emplazado en la línea de separación entre la zona de pliegues ysobreescurrimientos y la zona de fallamiento en bloques. Teniendo en cuenta que esta línea esun lugar de transición brusca así como una línea estructural bien marcada, la presencia deestos stocks justamente en esta zona, refuerza poderosamente la conclusión de que esta esuna estructura de las más importantes en los Andes y controla toda la geología y probable-mente la mineralización.

Este intrusivo ya ha sido descrito anteriormente, pero de acuerdo a la reinterpretacióntiene una mayor extensión, presentando una forma alargada que llega por el Norte hasta laslagunas Miya (Fig. 36).

Se encuentra al Este de la laguna Casacocha y está emplazado dentro de las calizasJumasha, donde éstas están en contacto fallado con la formación Chimú. Aunque no haydatos de campo de este intrusivo, los colores claros que presenta en las fotografías aéreaspermiten suponer que es de composición ácida.

En la actualidad no hay datos de campo de este intrusivo, habiéndose observadosólo en las fotografías aéreas, en las que preseta un color y una textura similares al intrusivo deCasacocha, por lo que se infiere que tenga una composición similar.



Este intrusivo ha sido observado en el campo desde la nueva carretera que uneVichaycocha y Huarón. Está emplazado principalmente en las calizas Jumasha, las cualesmuestran un intenso metamorfismo de contacto. A pesar de que no se ha obtenido muestrasde este cuerpo, en la bajada al pueblo de Vichaycocha se han encontrado algunos bloquesgrandes que pueden estar relacionados a este intrusivo. En ellos, en muestra de mano seobserva fenocristales de plagioclasa en una matriz de grano fino compuesta de plagioclasa yposiblemente ortosa y cuarzo. Los minerales máficos están representados por cristales pris-máticos de hornblenda y grupitos de biotita bien formada, aunque estos ferromagnesianostambién se presentan como cristales finos en la matriz.

Este cuerpo ya fue descrito anteriormente, no contándose con nueva información.



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