Geología - Cuadrangulo de Ocongate (28t) y Sicuani (29t),1973.PDF

1RESUMEN

Los cuadrngulos de Ocongate y Sicuani abarcan parte de la Cordillera Oriental ydel Valle del Vilcanota, al Este-Sureste de la ciudad del Cuzco. La columna estratigrficapredominantemente continental, comprende unidades desde el Paleozoico inferior hasta elCuaternario.

Las incursiones marinas han debido ser siempre relativamente fugaces (esencialmen-te Ayabacas y Copacabana) esto es, sin considerar los depsitos de los mares delprecarbonfero.

Se han distinguido dos zonas paleogeogrficas y tectnicas, separadas por el valledel Vilcanota.

1.- Una zona SW montona (Cordillera Occidental), donde los depsitos del Terciario,afectados por una tectnica simple, reposan sobre los del Cretceo.

2.- Una zona NE (Cordillera Oriental), donde las unidades del Cretceo, predominante-mente continentales, se repliegan en un gran sinclinorio con una tectnica plstica.Por debajo, el zcalo paleozoico, en parte metamorfizado y atravesado por intrusionesde edad imprecisa, posee una tectnica que todava no ha sido interpretada del todo.

Entre las dos, se halla el valle del Vilcanota constituyendo una zona muy estrecha,generalmente de estructura anticlinal y fallada.

Diversas fases tectnicas han afectado estos terrenos, as se tiene: Una (o varias?) fase precarbonfera an poco estudiada. Una fase del permiano medio, importante, sobre todo por sus consecuencias

paleogeogrficas. Una fase nevadiana (local e hipottica) Una fase del Cretceo medio (movimientos precursores). Una fase principal del Cretceo superior a Terciario inferior Una o varias fases terciarias Un levantamiento general Plio-Pleistoceno

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3INTRODUCCION

Este trabajo ha sido desarrollado dentro del plan del levantamiento sistemtico de laCarta Geolgica Nacional, a la escala 1:100,000, iniciado por la Comisin Carta GeolgicaNacional y en actual ejecucin por el Servicio de Geologa y Minera.

Ubicacin

Los cuadrngulos de Ocongate y Sicuani cubren aproximadamente 6,000 km2, com-prendidos dentro de las provincias de Canchis, Quispicanchis y Canas del departamento delCuzco. (Fig. N 1).

El rea est delimitada por los paralelos y meridianos siguientes :13 30 - 14 30 de latitud Sur71 00 - 71 30 Longitud Oeste

Acceso

El acceso al rea del presente informe se realiza por las vas siguientes :

Carreteras afirmadas utilizables durante todo el ao :

Puno-Cuzco, pasa por Sicuani, siguiendo el valle del Vilcanota entre Chuquicahuanay el Paso de La Raya (SE-NW)

Layo, pasando por Langui, Yanaoca y Pomacanchi.

Acomayo, con sus ramales a Combapata y Chuquicahuana; ella bordea los lagossituados al Suroeste del valle Vilcanota, Sicuani-Descanso-Yauri.

Urcos, Ccatca, Abra de Hualla Hualla, Marcapata y Quincemil con sus ramalesde Ccatca, Huambutio y Oropesa.

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Geologa de los cuadrngulos de Ocongate y Sicuani

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Mientras que la parte Noreste del cuadrngulo de Sicuani y Este del de Ocongate,son accesibles solamente a pie y a caballo; la mitad Suroeste del de Sicuani, posee una red detrochas utilizables solamente durante la estacin seca.

En la margen derecha del valle del Vilcanota se puede citar las siguientes trochas depenetracin, generalmente con fuertes pendientes:

Trocha San Miguel Hda. Taihua hasta Nuoa.

Trocha Sicuani Uyurmiri Santa Brbara, con una longitud de 10 km. (parte dela carretera proyectada a Marcapata).

Trocha Combapata Opina, algo estrecha pero permite un fcil acceso de 6 km.

Trocha Checacupe Pitumarca, con una longitud de 6 km.

Trocha Cusipata Tendencca, con 4 km de recorrido.

En la margen izquierda del valle del Vilcanota, existen de Norte a Sur las trochassiguientes :

Trocha de acceso a Mosollacta.

Trocha de Quehue con un ramal que pasa por Totorane (proyecto para empalmarcon la carretera a Santo Toms).

Trocha El Descanso a Checca y de Checca a la carretera de Yauri, a la altura deQuillacaccca.

Base topogrfica empleada

Para el cuadrngulo de Sicuani y la parte Suroeste del de Ocongate, se ha utlizadouna ampliacin fotogrfica hecha en base a las hojas de Sicuani, Acomayo, Macar y Cuzcolevantadas por el Instituto Geogrfico Militar (1:200,000).

En la parte Noroeste del cuadrngulo de Ocongate se ha empleado un mosaico defotografas areas aproximadamente a la escala 1:40,000, sin control geodsico; mientrasque algunos valles troncales que descienden hacia la Selva, se han trazado solamente median-te el empleo de brjula y telmetro (zona de Japo y Marcapata). Dos perfiles con radar(radar vertical) han permitido plotear algunas alturas sobre dicha zona.

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Es necesario indicar, que debido a la escala de las hojas del Instituto GeogrficoMilitar, para la finalidad de nuestro trabajo ha sido necesario hacer algunas correcciones en lahoja de Sicuani; y en la de Ocongate se ha hecho una modificacin de las curvas de nivel enciertas zonas (Sur de Sibinacocha y lagos de Pucacocha).

Mtodo y duracin del trabajo de campo

En la hoja de Sicuani el trabajo de campo ha sido ejecutado en 187 das entre 1963y 1964 (203 das con los viajes); y en la de Ocongate en 117 das en 1965. Posteriormente,el suscrito efectu revisiones de algunos lugares problemticos, realizando la ltima en elsegundo semestre del ao 1970.

Todos los datos de campo fueron marcados sobre fotografas areas, de las cualesse pasaron a los cuadrngulos a la escala 1:100,000.

En las labores de campo colaboraron con el suscrito los Ings. Vctor Pecho y LuisVargas V. En los cuadrngulos de Ocongate y Sicuani respectivamente.

La supervisin estuvo a cargo del Ing. Salvador Mendvil E., Supervisor Regional delServicio de Geologa y Minera

Estudios Anteriores

Entre los estudios de esta zona, se tiene el de J. La Cruz a la escala 1:200,000(Comisin Carta Geolgica Nacional); el de E. Maldonado (1918) en un tramo del valle delVilcanota, entre Sicuani y La Raya; 2 tesis inditas de la Universidad de Arequipa y unreconocimiento sobre la carretera de Urcos a Quincemil (V. Oppenheim, 1946).

A su vez, debe tenerse presente que varios gelogos han hecho trabajos con finesespecficos, tales como N. Newell (secciones en el Paleozoico superior del Per); C. Dumbary N. Newell (seccin del Paleozoico en Sicuani); J. Douglas (Seccin Sicuani-Marcapata).

7GEOGRAFIA

El rea materia de este informe con 6,050 km2, ms o menos, es muy accidentada yheterognea, hallndose entre 3,400 y 6,300 metros de altitud al SE del Cuzco. Ella com-prende 4 unidades geogrficas principales :

- Cordillera Occidental;- Valle del Vilcanota;- Cordillera Oriental; y- Nudo del Vilcanota

Cordillera Occidental

Esta unidad est representada por los contrafuertes orientales de la Cordillera Occi-dental que alcanzan altitudes de 4,500 a 4,900 metros, hallndose intensamente afectadospor los afluentes del Alto Apurmac y los del Vilcanota, sin ofrecer obstculos difciles defranquear, aparte del can del Apurmac.

Prcticamente las rocas del Terciario y algunas del Cretceo son las nicas que con-forman esta unidad.

Cordillera Oriental

Sus cumbres se encuentran a una altura de 4,900 a 5,400 m., pero algunas lneas decrestas se elevan hasta 6,300 m. (Auzangate y Collangate). Esta Cordillera separa la cubetadel Vilcanota (al Oeste) de la del Madre de Dios (al Noreste).

Un factor que caracteriza a esta unidad, es la abundancia de las rocas intrusivas enlos niveles antiguos, tales como los del Permo Cretceo y sobre todo del Paleozoico inferior.

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Nudo de Vilcanota

Convencionalmente se denomina as al lugar en que se considera la unin de lasCordilleras Oriental y Occidental (5,500 m.), las cuales a partir de dicho punto limitan al valledel Vilcanota hacia el Noroeste y a las nacientes de los valles del Lago Titicaca al Sureste.

Valle del Vilcanota

Este valle tiene su origen en el abra de La Raya (4,318 m.) y su eje posee unadireccin Noroeste hasta salir del rea de estudio a la altura de Chuquicahuana (3,390 m.).

9GEOMORFOLOGIA

El ro Vilcanota drena tres cuartas partes del rea materia de este informe, y la restan-te lo hacen el ro Apurmac al SO, el rio Tinki o Mapuchu al Norte y el ro Araza o Marcapataal NE.

Dicho ro Vilcanota define una edad geomorfolgica especial que separa los domi-nios Noreste (puna montaosa y cordillera) y Suroeste (puna montaosa y altiplano conmuchas depresiones). Ver Figura N 2.

Dominio Nororiental

Comprende, a partir del Vilcanota, las unidades siguientes :

Unidad A .- Puna montaosa al Noreste de Sicuani. Ella ocupa un sinclinorio desedimentos cretceos y por todos sus lados est delimitada por lneas de crestas del grupoMitu, las cuales hacia el Noreste se eleva progresivamente desde 4400-4600 m. hasta 5000-5200 m. (Cordillera del Ahuaycate Gioharcane, etc.). La disposicin de dichas cumbreshacen pensar en una antigua superficie (pre-Sillapaca o Pre-Tacaza?) afecta profundamentepor la erosin glaciar y post-glaciar, que a su vez, parece ser la continuacin de la superficieconservada bajo las ignimbritas de la Meseta de Quenamari.

Aparte de este conjunto de cumbres, se presentan algunas cordilleras aisladas (Aucara,Chinchina, Auquisa), las cuales han sido esculpidas por los glaciares en rocas del grupo Mituo de la formacin Huancan. Por el contrario, el miembro Moho inferior forma vastas depre-siones interiores con colinas suaves, bajas y cubiertas de aluviones.

Existe una gran cobertura aluvial y eluvial en las partes bajas, disminuyendo rpida-mente hacia las partes ms altas, a pesar de la dbil inclinacin general de las pendientes.

Los caudales de los numerosos riachuelos disminuyen ostensiblemente en las esta-ciones secas, pero en los perodos de lluvias han originado amplios abanicos aluviales aunquesin cubrir grandes distancias.

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Los ros Chalpi y Salcca colectan las aguas de esta rea hacia el Vilcanota, habiendoformado, entre otros, los caones de Cayculuma dentro del grupo Mitu.

Esta extensa red hidrogrfica es seguramente antigua y sobreimpuesta. El gegrafoOlivier Dolfuss (comunicacin oral) supone a esta Surimposition como debida al efecto demovimientos Pliocuaternarios o actuales localizados en ciertas reas y durante tiempos limita-dos. As tambin, se explicara la ausencia de las morrenas del Cuaternario antiguo en estasmismas zonas.

Los ros Carhui al Norte y Ullucane al Sur, descienden directamente al Vilcanota.Solo el ro Carhui ha formado profundas gargantas en ciertos niveles de la formacin Huancan(aguas arriba y abajo de la Hda. Rata) y en algunos horizontes de travertinos (Uchullujllo).

Unidad B .- Meseta de Ocongate y depsito de piedemonte de Tinki. Al Norte dela Cordillera de Auzangate las cumbres son muy suaves, hallndose cubiertas de aluviones,excepto en la Cordillera de Ayacachi ha sido rejuvenecida por la erosin glaciar, lo que hadado lugar a una inmensa penillanura montona entre 4,000 y 4,800 m. de altitud.

Las profundas gargantas que se hallan circunscritas al valle del ro Mapuchu y susafluentes, cortan relieves suaves que los antiguos glaciares, por la falta de alimentacin desdeuna cordillera elevada, no han podido rejuvenecer.

Al Sur de Ocongate y Tinki la acumulacin de morrenas y fluvioglaciares han forma-do una gran superficie de piedemonte inclinada 6 a 8%, la cual ha sido cortada por los ltimosavances de los glaciares y los torrentes.

El drenaje es dendrtico y los valles tienen el mismo perfil transversal que el que sedescribir para el del Vilcanota.

Unidad C.- Las Cordilleras. Las formas y altitudes de estas cordilleras son muyvariables, dependiendo de las rocas constituyentes y de su orientacin con relacin a losagentes de erosin que las atacan. Se han distinguido cuatro tipos, a saber: las Cordillerasbajas en las rocas del Paleozoico inferior (Ayacachi), las muy elevadas cortadas en intrusivoso en el grupo Mitu (Auzangate), las Cordilleras longitudinales con perfil transversal disimtricode orientacin NO-SE (Ayacachi), y las transversales con corte simtrico orientadas en sen-tido E-O (Auzangate).

En todos los casos de erosin glaciar predominan hermosos valles en artesa cuyosumbrales han dado lugar a la formacin de numerosas lagunas (Pistacocha, Pucacocha yAmpatuni) enclavadas en los nevados; existiendo adems, enormes aparatos morrnicos(morrenas de Tigirinacocha de 4 km de longitud).

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Unidad D.- Altiplano de Sibinacocha. Esta depresin intramontaosa, excavada enel Paleozoico inferior, presenta una superficie glaciar aborregada bien conservada, porque hasido detenida la erosin regresiva de los ros Salcca y Carhuai por la barrera que forman lasrocas del grupo Mitu.

Las morrenas que se hallan distribuidas en esta unidad, son de dos tipos: morrenas defondo del antiguo inlandsis del Quenamari, que se extendan hasta las barreras constituidaspor el grupo Mitu de la Unidad C; y morrenas laterales de los ltimos glaciares de tipomontaoso, que cortan las morrenas y fluvioglaciares ms antiguos. En dichas morrenas seencuentran diseminadas numerosas lagunas (Sibinacocha, de ms de 10 km de longitud a4,940 m. de altitud) y bofedales.

Unidad E.- Cuenca del Alto Madre de Dios (ro Marcapata). Las unidades C y Destn cortadas, hacia el Este, por pendientes muy abruptas que dan a la Cordillera Oriental superfil disimtrico; debindose ello al nivel de base, que es mucho ms bajo al Este que alOeste por las fallas que limitan la cuenca amaznica subsidente; as como, a la mayor resis-tencia a la erosin de los terrenos metamrficos e intrusivos del Este y a las precipitacionesms abundantes al Este que al Oeste.

Este tipo de erosin que se halla acompaado de grandes deslizamientos de terrenos,donde los valles tienen un perfil longitudinal con fuertes pendientes (ro Marcapata) y conser-van sus perfiles transversales en U en sus cursos superiores.

En resumen, todas estas unidades al estado de madurez, salvo la E y C han tenidorelaciones con antiguas superficies de erosin, ms o menos disectadas por la erosin glaciar.En muchos lugares el factor orogrfico del grupo Mitu ha sido importante en la constitucinde lneas de barreras que controlaron la erosin regresiva de las redes hidrogrficas.

Generalizando, se puede decir que la mayora de los valles tienen un perfil longitudinalcon convexidad hacia arriba en las vertientes, y con relleno aluvial o sin l, segn se encuen-tren en una zona protegida o no de la erosin regresiva, resumindose su evolucin de lamanera siguiente :

Un socavamiento seguido de un perodo estacionario y/o relleno aluvial

Crecientes glaciares con un nuevo socavamiento y aluvionamiento durante los re-trocesos glaciares por erosin de las morrenas (terrazas aguas arriba de Ocongate).

Inicio del socavamiento actual (terrazas actuales de Combapata).


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Dominio Suroeste

Tambin en este dominio, las rocas del grupo Mitu han servido de barrera contra laerosin de los afluentes del Vilcanota, y en el se han considerado hacia el Suroeste las unida-des siguientes :

Unidad A .- Corresponde al borde Suroeste del anticlinal del Vilcanota, que en laparte Norte corta al grupo Mitu, y al Sur a las rocas del Terciario cuyas cumbres alcanzan de4,500 a 5,100 m. de altitud; predominando en ambos casos las areniscas, lo que ha dadolugar a un drenaje rectangular.

Los desages de los lagos de la Unidad B han formado caones cortos y de granpendiente, cuyas laderas cubiertas de travertinos, son testigos de antiguos niveles de erosin.

Unidad B .- Depresin de las lagunas. Una serie de lagos (Langui-Layo, Tungasucay Pomacanchi) ocupa una depresin alargada y paralela al ro Vilcanota, debido a la disposi-cin estratigrfica (Moho es poco resistente) y tectnica (grabens), con fallas y texturas quelimitan sus bordes.

La cobertura aluvial contina en las colinas suaves constituidas por gravas y aluvionesvariados, existiendo tambin morrenas que provienen de la cordillera de Pauca.

Unidad C .- Puna montaosa de la Cordillera Occidental. En la parte Suroeste delcuadrngulo de Sicuani, se encuentra esta unidad constituida, en parte occidental, por grupoMitu cubierto por masas rocosas irregulares del Cretceo superior y Terciario; y en la orien-tal, por rocas del Terciario, que forman superficies a manera de estepas con una flora consis-tente principalmente de Ichu.

Las cabeceras del can epignico del Apurmac o las gargantas del ro Checca, sonlos nicos elementos que hacen variar la monotona de esta unidad sin relieves, ni formaespecfica definidas, cubierta de abundantes aluviones.

Unidad D .- Cubeta interandina de Yauri. Esta unidad se halla al Oeste de la C yest constituida por una zona de piedemonte Plio-cuaternario que termina en las gargantasprofundas del ro Apurmac, el que, debido a los depsitos lacustres, ha migrado hacia elOeste cavando su lecho sobre el volcnico Tacaza.

Cerca de Quishuarani se expone una superficie antigua integrada por aluviones ycenizas cuaternarias.

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Dominio Intermedio

Este dominio est constituido por el valle interandino del ro Vilcanota. Tiene unapendiente promedio de 6%, sin mayor encajonamiento, pues las inclinaciones de sus laderasson suaves y algo convexas, estando cultivadas hasta una altitud de ms de 4,000 m. (ande-nes tpicos).

Los aluviones presentes, indican la existencia de antiguas lagunas (Laguna Lisson deMaldonado, cerca de Sicuani); y por otro lado, las barreras de lavas entre Cuzco y Urcos,adems de desviar el Huatanay, han protegido de la erosin al curso superior del Vilcanota.

Actualmente, el socavamiento es incipiente en las terrazas de 10 a 30 m., as como alo largo de los ros (Combapata) y de los innumerables arroyos y quebradas labradas por laerosin antrpica a travs de los andenes abandonados.

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ESTRATIGRAFIA

Paleozoico inferior

Pizarras, areniscas y cuarcitas, en su mayor parte azoicas, se presentan en una granextensin y forman el zcalo de toda la Cordillera Oriental, conformando depresiones, coli-nas bajas, mesetas y Cordilleras altas (Ayacachi). Eluviones variados (brechas arcillosas dependiente y flujo de solifluxin) mezclados con morrenas antiguas o aluviones, cubren todaslas laderas con una alteracin profunda.

La tectnica compleja, hace que la estratigrafa sea poco descifrable, cuyos nivelesjuegan el papel de un zcalo plstico respecto a terrenos ms recientes.

El estudio del Paleozoico se impone por sus posibilidades econmicas y su granextensin geogrfica.

Dentro de este conjunto litolgico se han considerado tres miembros principales queson :

- Los esquistos y cuarcitas del miembro inferior- El flysch devoniano inferior y medio- La serie de Ocongate

Miembro Inferior.- Por diferentes partes, tales como la laguna Sibinacocha,Checacupe, Pitumarca y Urcos, se han encontrado estos niveles azoicos de lutitas pizarrosasazul-negras, a menudo micceas y por intemperismo gris azuladas, alternando con cuarcitasblancas, muy finas y por intemperismo grises.

Esta serie muy replegada en detalle, presenta de una a tres esquistosidades cortandolos bancos.

Las cuarcitas poseen diaclasas recristalizadas y micropliegues variables. Los esquistostienen una disyuncin en lpices caracterstica. Numerosos filones bsicos o cidos (espilitasdel Nudo de Vilcanota) cortan desordenadamente a dichos bancos.

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Las cuarcitas en bancos gruesos pueden alcanzar 50 a 100 metros de grosor y simu-lan a la formacin Huancan. Las capas de 5 y 10 cm. a 1 m. de grosor, unidas o no, estna veces acompaadas de areniscas grises o verdosas, con ptina amarillentas y en algunoscasos son micceas (Antonio Pampa). Algunos horizontes estn compuestos de lutitas oscu-ras acumuladas en grandes volmenes con o sin cuarcitas.

Esta serie alcanza 1,000 m. de grosor y se caracteriza por la ausencia de fsiles. Lasnicas trazas identificables se encontraron al Norte del Nevado del Inca, en la superficie delos bancos de cuarcitas correspondiendo a bilobites.

Esta serie, atribuida provisionalmente al Ordoviciano y Pre-Ordoviciano, fue incluidaen la formacin Hualla de Oppenheim, pero se piensa que es muy prematuro para designarformaciones en niveles cuya base y techo (erosionado) son desconocidos. En la parte orien-tal, estos niveles son metamrficos.

Miembro Flysh .- Aflora solamente en Marangan y la Quebrada de Hercca; cons-tituido por areniscas psamticas en plaquetas de 1 a 5 cm., unidas o n, formando bancos de10 a 50 cm. y a veces de 1 m. de grosor; su color es verdoso, alternan con esquistos grisverdoso o azul negruzcos, en capitas milimtricas o decimtricas, a menudo limolticas y concontenido de materia carbonosa.

Estas rocas ricas en fierro toman colores amarillentos por alteracin (limonita). Enlos esquistos existen fajas de cuarcitas verdosas o rosadas con 30 a 50 m. de grosor y encapas de 30 a 70 cm., cubiertas de ripple marks y con ptina gris.

Esta serie de unos 1,500 m. contiene fsiles marinos en sus partes inferiores y supe-riores (Tropidoleptus carinatus; Sacaphocoelia bolivensis, Platyceras, Spirifer y trazas deAnlidos), atribuidos al Devnico; aunque determinaciones ms recientes asignan a estosfsiles al Paleozoico superior, dando la posibilidad de que estos niveles correspondan alMississipiano inferior.

El paso a los conglomerados del grupo Ambo no ha sido observado, pero el contac-to con el grupo Copacabana (capas a Silvaseptopora) se hace sin hiatus sedimentolgiconeto (Este de Marangan), por lo que se puede suponer, de acuerdo con Newell, una conti-nuidad en las condiciones de sedimentacin entre el Devoniano y la base del Permiano, sindiscordancias netas.

Estos niveles, no metamrficos y detrticos, tienen una esquistosidad mucho menosvisible que los inferiores por lo que una de las tres esquistosidades ya indicadas podrancorresponder a una fase tectnica inmediatamente anterior al Devoniano (fase caledoniana?).


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Serie Ocongate.- Corresponde a una parte de la serie Hualla de Oppenheim y nosiempre es fcil distinguirla del resto del Paleozoico inferior. Est comprendida entre dosconjuntos de esquistos azulados, uno inferior mezclado con cuarcitas (Nudo del Inca y Urcos)y otro superior, tal como el que se observa en la Hacienda Ccapana.

Esta serie forma un enorme sinclinorio entre Ccatca al Oeste y Marcapata al Este,volvindose metamrfica en este ltimo lugar. En su parte ms caracterstica, forma un Flyschen bancos gruesos con ptina verdosa gris azulada, estriados paralelamente a la estratifica-cin.

Los niveles limolticos o muy finamente areniscosos tienen desde 1 mm. hasta 10 cm.de grosor (en general de 1 a 5 cm.), de color gris y por intemperismo gris verde o amarillento,micceos o no, alternando con lutitas gris azul oscuro, micceas y ligeramente limolticas o nocon un grosor similar.

Las capas arenosas son lenticulares, a menudo onduladas con ntidasmicroestratificaciones cruzadas al rango del mm. o cm. y pequeos slumpings o graded-bedding (en base a estos criterios de polaridad es que se ha determinado que esta serie esnormal entre Ocongate y Ccapana). Estn estriadas paralelamente a la estratificacin y con-tienen lminas de orden en 1/10 mm. de argilitas y materias carbonosas.

En su parte superior, la serie pasa a lutitas micceas gris azuladas, profundamentealteradas en arcillas blancas y cortadas por xidos de fierro en mltiples vetillas de formaspoligonales. Se intercalan estratos aislados de 1 a 10 cm. de lutitas limolticas y a veces arenis-cas gris verdosas, as como pequeos filones bsicos (Ccapana). Estos niveles se presentan enel valle de Mapuchu y al Noreste del cuadrngulo de Ocongate, pero tambin existen nivelesanlogos en la parte inferior del grupo Copacabana al Este de Quiquijana y Pitumarca.

Numerosos filones cidos (Colla, carretera de Ccata y bsicos Ccatca, Tinki, carre-tera del abra de Hualla Hualla) generalmente mineralizados, se presentan orientados ms omenos paralelamente a una de las esquistosidades y plegados con ella, cortados a su vez porotras generaciones de inyecciones. En Palquella, estas inyecciones bsicas o cidas (cuarzo)se produjeron en perodos diferentes y corresponden a rocas a menudo afanticas, azuladas,verdosas o blancas.

La edad de esta serie se considera dentro del Paleozoico inferior; pero tambin, cabela posibilidad que sea del Carbonfero inferior.

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Grupo Ambo

Aflora irregularmente a lo largo del valle del Vilcanota y principalmente en los alrede-dores de Sicuani, formando colinas bajas con un relieve semejante al de las rocas del Paleozoicoinferior.

Esta unidad se halla truncada por la tectnica y tambin por la erosin Pre-permiana,estimndose su grosor en 400 o 500 m. cerca de Sicuani y en algunas decenas de metroscerca de Combapata, cuyos contactos con las otras formaciones estn fallados y no son muyconspicuos.

Consiste de aglomerados en la base (Foto N 1), luego conglomerados y areniscasintercaladas con esquistos y finalmente alternancias de areniscas y esquistos.

Los conglomerados estn constituidos por guijarros de cuarcitas blancas bien redon-deados. Tambin se encuentran elementos de gneis y granitos leuccratos testigos de unaerosin pre-Ambo bastante considerable. Estos elementos tienen de 1 a 10 cm. de dimetroy estn cementados por una matrz cuarctica gruesa y muy compacta. El conglomerado debase tiene de 30 a 60 m. de grosor y comprende varios bancos gruesos.

Las areniscas gris claras, con ptina amarillenta, micceas y con elementos esencial-mente cuarzosos, tienen un grano medio a grueso. Ellas contienen en sus capas de 50 cm. degrosor algunos restos de troncos silicificados.

Los horizontes esquistosos, azulados a gris oscuro, son muy fosilferos y cuyos restosde plantas son poco determinables pero evidentemente corresponden al carbonfero.


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En la parte superior de esta unidad, se intercalan areniscas esquistosas azul oscuro,carbonosas y micceas con esquistos a menudo limolticos.

Las areniscas rellenan huecos cnicos de 1 a 3 cm. de dimetro, ocasionados por lasburbujas al reventar en la superficie de los pantanos.

En el cerro Pucura y San Felipe, el contacto del conglomerado de base con el grupoCabanillas tiene una apariencia sub-concordante o hasta discordante, pudiendo ser tambinun hiato acompaado de erosin y posteriormente de disarmona tectnica. En el techo, elcontacto es fallado (Tintaya); pero, en el cerro Joruro del grupo Mitu, identificado medianteTaeniopteris coriaceas (Maldonado), est superpuesto directamente sin discordancia angularsobre este grupo Ambo.

Al Este de Marangan (C Tancorunca), la parte superior pasa a las capas rojas ycalizas no muy gruesas de Copacabana.

Por el contrario, el Norte de las lagunas Pucacocha, entre Ocongate y Chilca no seha definido si los conglomerados que se hallan discordantes sobre rocas del Paleozoico infe-rior corresponden al grupo Ambo o al Mitu.

Parece que cerca de Sicuani hubo una zona de cuencas de sedimentacin sub-conti-nental, alargada con direccin NNW-SSE. El carcter lenticular de esta unidad se debe aque los depsitos en estas cuencas, aisladas unas de las otras, fueron afectados por subsidenciaslocales y tambin por las erosiones intensas que precedieron a los grupos Mitu y Copacabana.

Por otro lado, sera importante dilucidar si las capas rojas lenticulares que se presen-tan en el contacto indefinido entre las rocas del grupo Copacabana y las del Paleozoicoinferior (Pitumarca), representan depsitos continentales sobre zonas altas no cubiertas porel mar transgresivo; y de ser as, seran equivalentes en edad a los grupos Tarma, Copacabanainferior o Ambo.

Grupos Tarma y Copacabana

Debido a que la base del grupo Copacabana es muy poco diferente al grupo Tarma,se les ha agrupado a los dos bajo la misma representacin cartogrfica, desde que su indivi-dualizacin no siempre es posible hacerla en forma precisa.

Grupo Tarma y miembro inferior del grupo Copacabana (zona aSilvaseptopora) .- Una localidad tpica, de fcil acceso y muy fosilfera, es la de BelnPucar al Oeste de Sicuani, que conforma un sinclinal con su plano axial inclinado 50 a 60

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hacia el Oeste, limitada por una falla que la pone en contacto con los conglomerados delgrupo Ambo. La base est constituida por un banco de 2 a 3 m. de caliza azul negra, enplaquetas de 5 cm. y debajo de calizas grises en capas de 5 a 10 cm. y areniscas azul negrasen plaquetas milimtricas que alternan dentro de un horizonte de 5 m.; luego se presenta unpaquete de lutitas arenosas con una coloracin gris azul (10 m.); finalmente, se tienen unascalizas, arenosas, micceas, con ptina negra y acompaadas de yeso, las cuales forman elncleo fallado del sinclinal.

En la seccin descrita, Maldonado (1918) encontr una fauna que fue atribuida alUraliano, la cual Dumbar y Newell (1946) la consideran del Permiano inferior, a pesar de laausencia de fusulinas. En 1949, la denominacin de Silvaseptopora incaica y Omphalotrochusobtusispira confirma la coetaneidad con la parte inferior del grupo Copacabana.

En la ribera derecha del Vilcanota, cerca de Marangan y debajo de las escarpas deCopacabana, se ven alternancias de calizas y lutitas; las primeras son, a menudo, areniscosas,pardas (por intemperismo ocres) y estn en fajas de 2 a 6 m.; las segundas, son bituminosas,gris azul y verdosas, limolticas o arenosas y se presentan en capas de 1 a 10 m. de grosor.Las fajas calcreas consisten de capas de 3 a 5 cm., o de plaquetas separadas por horizontesde lutitas, encontrndose tambin bancos de areniscas calcreas o de areniscas puras.

Este conjunto detrtico alcanza 50 a 100 m. de grosor, desapareciendo hacia el Nor-te (cerro Pirhuate). La fauna encontrada comprende Productos humboldti, LinoproductusCora, Amboccelia plano-convexa, Seminula (Composita) argentea, Hustedia mormoni, PugnaxUtah, Neospirifer y Chonetes. Dichos especmenes parecen tener ms afinidad con el Permianoinferior que con el Pensilvaniano; a su vez, por la comparacin con las secciones de Tinta yMameura indicadas en Upper Paleozoico of Peru (1949), se propone una equivalencia conla parte inferior del grupo Copacabana.

Estas capas del miembro Copacabana inferior, en general discordantes sobre elPaleozoico inferior (Tinta), pasan en contacto normal tanto al grupo Ambo en la base como almiembro Copacabana superior en el techo.

Es posible que las capas rojas visibles debajo de las calizas del grupo Copacabanaen Pitumarca, pueden ser equivalentes subcontinentales con una parte del grupo Ambo o delmiembro Copacabana inferior. Estas capas rojas acompaaran a la fase de erosin, ms omenos importante, que afect a la base del grupo Copacabana.

Por lo dicho, el miembro Copacabana inferior y el grupo Tarma, representaran lasprimeras transgresiones marinas que dieron lugar a sedimentos nerticos con un gran porcen-taje de elementos detrticos, pero por la ausencia de conglomerados, dichas transgresionesse habran producido sobre superficies poco accidentadas.


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Tambin en la regin del Vilcanota, posiblemente al finalizar el Devoniano superior yhasta los comienzos del Permiano inferior, existieron ambientes de sedimentacin muy simila-res ya sea nerticos, parlicos o lmnicos debido a lo cual los lmites entre las formacionespaleozoicas no son claros, presentndose como nicas discontinuidades litolgicas y tectnicas(en forma local) las que se hallan entre el grupo Ambo con las unidades del Paleozoicoinferior y entre los grupos Copacabana y Mitu.

Miembro Copacabana Superior .- Entre los barrancos rojizos del grupo Mitu ylas lomas bajas y oscuras de las rocas del Paleozoico inferior, se levantan unas escarpascalcreas azuladas o rojizas, a las cuales se les ha considerado con la denominacin demiembro Copacabana superior. Su grosor es muy variable, tenindose de 100 a 200 m.(Marangan), 250 a 300 m. (Combapata) y 800 m. (Cusipata), desapareciendo bruscamenteal NE, a excepcin de un afloramiento aislado aledao a la laguna de Sibinacocha.

La litologa esencialmente est dada por calizas de color azul, rosado o crema, casisiempre muy silicificadas y dolomitizadas. Forman bancos gruesos (5 a 20 m.) y estn grose-ramente estratificadas en el detalle, conformando a su vez superficies karsticas muy caracte-rsticas, rugosas y con puntos o lminas silceas paralelas y agudas.

En Combapata existen unos cherts, agrietados o porosos que se orientan ms omenos paralelamente a la estratificacin de una caliza dolomtica bicolor. Asmismo, seinterpenetran ntimamente a manera de placas o apfisis pequeas, una roca azul negra conptina gris azul con una rosada u ocre (por intemperismo crema). Tambin, el color rosadosuele presentarse en fajas irregulares o en manchas sobre un fondo azul.

Estas dos clases de rocas forman sendas tramas imbricadas una de la otra y aplasta-das paralelamente a la estratificacin. Ellas estn dolomitizadas y silicificadas, presentndoseestas ms o menos en relieve con relacin a las otras. La disposicin de estos sedimentossugiere un origen tanto singentico como epigentico, referente a la sedimentacin y la migra-cin, respectivamente.

A menudo se puede ver hard ground, seudobrechas o figuras de slumping quedemuestran cierta irregularidad en la deposicin.

Tambin en algunos lugares se intercalan esquistos verdes o rojos algo limolticos,calizas margosas beige o a veces areniscas cuarcferas rosadas o rojas.

Al Este de Cusipata la silicificacin fue muy fuerte y las bandas grises de cherts consuperficie rugosa destacan dentro de la caliza dolomtica azul o roja encajonante, constitu-yendo lminas silceas cortantes.

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El matiz rojo que presentan los niveles superiores de Copacabana, se debe a unaoxidacin (por descenso) de las calizas al momento de la erosin y acumulacin de los dep-sitos continentales de capas rojas anteriores a Mitu. El frente de oxidacin, tal como seaprecia en la parte media de las escarpas entre Cusipata y Checacupe, no debe confundrselecon la base de Mitu.

La parte superior de Copacabana fue profundamente atacada por los agentes deerosin que precedieron a los depsitos del Permiano superior continental. Al NE la erosinafect a todo el Premiano-Carbonfero, dando numerosos fragmentos de calizas (subangulosos)para los conglomerados basales de Mitu que se hallan sobre el Paleozoico inferior.

Segn las secciones hechas por Newell (1949) en Mameura, Tinta y Pirhuate, laszonas superiores, en general, estn ausentes cuando la serie tiene poco espesor. Adems, lasfacies son demasiado homogneas para que se pueda admitir una sedimentacin de edaddiferentes para los distintos lugares o depsitos lenticulares. Para explicar los rpidos cam-bios de grosor de Copacabana, la erosin Pre-Mitu es un elemento mucho ms determinanteque la irregularidad de la sedimentacin.

En la parte inferior (salvo en Pirhuate) est siempre representada la zona aSilvaseptopora y localmente pasa en forma continua al carbonfero. Esta zona ha sido yadescrita y se sita en la base de todas las secciones al Sur de Checacupe. La base delmiembro superior de Copacabana es semejante y posee capas gris claras, forma bancos de30 a 80 cm. en un horizonte de 20 m. y alterna con pizarras limolticas oscuras. En la partems inferior existen 6 a 10 m. de calizas azul oscuro en plaquetas, con una lineacin blanque-cina y ligeramente limolticas hasta pasar a los niveles muy prximos de Beln, cerca deSicuani (zona de Silvaseptopora tpica).

Los fsiles estn frecuentemente bien conservados pero, por estar silicificados y enuna pasta dolomtica, para separarlos es necesario emplear cido. Ellos corresponden anumerosos braquipodos (Neospirifer Cndor, Rhipidomella cora y Derbya Buchi), magn-ficos briozoarios ramosos o en lminas, tetracoralarios, crinoideos y fragmentos deespongiarios.

Todos estos depsitos representan el resultado de la gran transgresin Permo-Carbonfera que sigui a los depsitos continentales del Carbonfero inferior, comenzandocon acumulaciones de origen recifal que nicamente pueden formarse en mares poco profun-dos.


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Grupo Mitu

Esta serie continental del Permiano superior ha cubierto bastas extensiones de loscuadrngulos materia de este informe, y consiste de un manto volcnico-detrtico de espesormuy variable, pero siempre considerable, fluctuando dentro del orden de 1,000 m.

Geomorfolgicamente, por sus intrusiones hipabisales asociadas, tiene importanciaorogrfica.

En tectnica, este grupo sirve no solamente como horizonte gua, gracias a sus gran-des escarpas rojizas y masivas, sino que tambin define un horizonte resistente que condicio-na y sirve de molde a todas las tectnicas de los niveles cretceos.

En general, mientras que los sedimentos detrticos son cortados por la erosin engrandes murallas pardo-rojizas o rojo violceo mal estratificados, los volcnicos determinancumbres con formas suaves (Foto N 2) cubiertas de aluviones rojos por la alteracin qumi-ca (cerro Pirhuate). En este ltimo caso parece apropiado el nombre Mitu creado porMcLaughlin en 1924, porque en quechua significa lodo, aluvin.

Segn los lugares se presentan, en forma muy variable, tres unidades litolgicas: con-glomerados, areniscas y volcnicos hipabisales que cortan caprichosamente los diversos ni-veles y afloran en forma desordenada.

Los conglomerados poseen en una matrz arcsica guijarros muy variables, tales comocuarcitas del Paleozoico inferior, volcnicos Permianos (andesitas, riolitas), a veces intrusivosy a menudo calizas gris azuladas como producto de la erosin de Copacabana infrayacente.

El conglomerado de base de Mitu (brechoso al Este) presenta numerosos fragmen-tos de calcreos gris azulados y subangulares, provenientes de la erosin de Copacabana enla Cordillera Oriental, existiendo tambin guijarros de granitos hercnicos o ms antiguos.Los bancos groseramente estratificados comprenden, a veces, lentes de arcosa roja quealcanzan varios metros de espesor. (Este de Marangan) con estratificacin cruzada tpica delos depsitos deltaicos torrenciales. La matriz arcsica, muy variable, contiene cuarzo yortoclasa, plagioclasa y minerales pesados (zircn, esfena).

Las areniscas son del tipo grauwacas, de color rojo pardo a chocolate; pero tam-bin, tienen una composicin muy variable, siendo cuarcticas en algunos lugares (AguasCalientes) y muy arcsicas en otros, con fragmentos volcnicos heterogneos integrados porplagioclasa, cuarzo y en porcentajes variables esfena, rutilo, zircn, epdota, calcita y a vecesdolomita.

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En cuanto al volcnico, es bastante variado, pero en promedio su composicin es deuna andesita. Son lavas pardo rojizas, ms raramente verdosas, porfirticas o no y acompa-adas de brechas y tufos redepositados.

Ciertos niveles dacticos o riolticos, muy extendidos, podran representar antiguascineritas (ro Chir, Chullpa y Sur de Antonio Pampa).

La andesita contiene 60 a 80% de andesina y labradorita. La andesina a menudoest corroda y tiene restos de olivino o piroxeno, ms raramente biotita, ilmenita, hematita,limonita, cuarzo u palo, calcita y serpentina. Tambin existen dacitas con cuarzo (de 10 a40%), andesina y oligoclasa.

Se observa con frecuencia estructuras fluidales en las dacitas, visibles en milimtricasbandas lenticulares y blanquecinas.

La textura en general es oftica. La alteracin hidrotermal es frecuente, originndosecalcita de las plagioclasas.

Las ortoclasas aparecen en las riolitas con cuarzo corrodo, y en estas las plagioclasassuelen estar descompuestas en albita y calcita.

Cerca de la base de la serie (Chullpa, carretera Taihua y Sur de Sicuani) las espilitaspresentan profundas alteraciones hidrotermales provenientes del enfriamiento del mismo mag-ma. La plagioclasa gener albita y calcita que se deposit acompaada de anquerita, a vecesde dolomita, clorita, serpentina y tambin palo con cuarzo (cerro Umalca, Marcapatilla) omineralizaciones de cobre (malaquita).

Newell encontr yeso en la parte superior de su seccin al Este de Tinta, y en lacarretera de Taihua tambin existe yeso en cantidad acompaado a las espilitas en el techode Mitu, el cual suponemos tenga una edad mesozoica (ver mapa).

Adems grietas de disecacin (cumbre del Chinchina), estratificaciones cruzadaslenticulares (Este de Marangan), ptina desrtica de ciertos guijarros, etc., hacen pensar enun depsito continental lagunar o deltaico.

La edad de ste grupo, por posicin estratigrfica, es del post-Permiano medio. Sinembargo, su base localmente puede ser equivalente del Permino inferior (cambio lateral defacies).

Nada prueba que este grupo se limite al Permiano superior porque el Trias o elJursico pueden estar presentes, siendo en este caso equivalentes laterales del grupo Pucardel centro y del grupo Chocolate de la Costa; aunque tambin, en algunos lugares puedenhaber sido erosionados despus de su acumulacin.

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Por el momento consideramos ms conveniente ubicar a una de las fuentes de sedi-mentacin del grupo Mitu de la Cordillera Oriental (zona indudablemente positiva), por lomenos, en el comienzo del Prmico superior.

Formacin Muni

Esta formacin descrita por Newell en 1945, no se presenta en su forma tpica y aligual que en el Lago Titicaca tiene 50 a 100 m. de espesor, segn los lugares.

Su rol tectnico, probablemente, es importante porque define el nivel de despeguede Huancan sobre Mitu. Pero en general, se encuentra poco yeso (con excepcin de untramo en la carretera a Taihua) y las areniscas y lutitas rojo oscuras no tienen intercalacionesde calcreos.

En general, son areniscas rojas en capas de 10 a 30 cm. de grano fino y cuarcticas,alternantes con lutitas que presentan un matz rojo intenso ladrillo y son frecuentemente limosas(Foto N 2). A menudo capitas lenticulares de lutitas rojo vivo, desde 1 mm. hasta 5 cm., sedisponen en las areniscas ms claras con microestratificaciones cruzadas. Frecuentemente seencuentran vetillas de yeso, pero en poca cantidad. Al Este de la Hda. Rata, se puede veralgunas calizas marmolizadas, que podran ser del Cretceo medio metamorfizadas porintrusiones hipabisales.

Al Noroeste de Tucsa, se ven brechas blancas con elementos muy variados de limonitasverdes, rojas o grises y granos de cuarzo en una matriz dolomtica.

En la cabecera del ro Chur se intercalan bancos lenticulares de calizas, dolomitasbrechoides blanco crema de 2 a 3 m. de espesor, con elementos de limolitas retrabajadas,cuarzo detrtico y a veces acompaadas de yeso.

Esta formacin parece superponerse en concordancia al Permiano (Uyurmir); pero,al Noreste de Santa Brbara, en las fotografas areas se le ve en discordancia angular regio-nal sobre Mitu (ngulos del orden de 10).

El paso a Huancan es continuo; pero, por otra parte, en dicho Huancan hay ocu-rrencias de capas rojas imposibles de distinguir de las de Muni, las cuales an as han sidomapeadas dentro de esta ltima formacin.

Estas capas rojas son, adems, netamente lenticulares con perfiles en sentido SE-NEy pasan lateralmente a las areniscas rosadas blancas de facies Santa Brbara, que invadentambin el Moho inferior y Huancan. Tales areniscas, cerca del contacto ocn Mitu, sevuelven arcsicas y difciles de distinguir del Permiano. (Este de San Pablo).


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Es probable que hubo all, en las cuencas interiores de la peneplanicie post-Permiana,elementos detrticos provenientes de la erosin de Mitu y del Paleozoico inferior, donde losproductos feldespticos fueron atacados bajo climas clidos, subsistiendo solamente el cuar-zo. Entre las cuencas se instalaron ergs o extensiones arenosas sujetas al transporte torrencialo elico.

Es difcil decir si este nivel es solamente del Cretceo inferior, o si su base perteneceal Jursico superior y su tope llega hasta el Cretceo medio.

Formacin Huancan

Estas areniscas rojas, de edad supuesta del Cretceo inferior a medio, con granextensin en todo el Sur del Per, han sido descritas por Petersen y Cabrera La Rosa (1936),Newell (1945) y Heim (1947) en la regin del Lago Titicaca.

Correlacionadas con el grupo Goyllarisquizga al Norte, para varios autores en el Sur(Arequipa) parece ser equivalente aproximativo de la formacin Murco de Jenks.

En la zona estudiada, estas areniscas u ortocuarcitas rojas o rosadas (a veces blancaso rojo vivo) en bancos gruesos y masivos, intercaladas o no con lutitas o limolitas rojasforman, cerca del lago Titicaca, acantilados regulares rojizos cubiertos de lquenes verdososy de bromeliceas espinosas.

La roca tiene fractura definida en aristas agudas con escarpamientos abruptos, pro-duciendo escombros con elementos angulosos esparcidos irregularmente.

Estas areniscas, en general, son ms finas al tope de la serie y en conjunto formanbancos de 1 a 4 m. divisibles en placas de 2 a 10 cm., con estratificacin cruzada desde laescala del centmetro hasta el metro o decena de metros. Son de origen a veces torrencial,pero ms a menudo eoliano tal como lo demuestran los granos de cuarzo rosado modeladosen facetas o redoneados con superficies mate y las abundantes grietas de disecacin.

Las partes inferiores y superiores de esta serie pasan rpido, pero escalonadamente,a las capas rojas del Muni y Moho inferior, respectivamente. Dentro de Huancan existen de5 a 20 m. de limolitas y lutitas rojas con capas (5 a 10 cm.) de areniscas rojas intercaladaslocalmente (NE del cuadrngulo de Sicuani) sin que se trate de una repeticin tectnica.

Particularmente, en estas capas rojas las microestratificaciones cruzadas irregulares,a la escala del cm. entre lutitas rojas y areniscas rosadas, estn acompaadas demicroconglomerado de guijarros blandos y aplastados, elementos de mudcracksretrabajados y micro-lentes de lutitas rojas.

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Otros niveles, del tipo precedente o no, pueden ser microconglomerdicos (1 mm. a2 cm. de tamao) esparcidos con cuarzo elico.

Las cuarcitas, localmente, toman aspecto lineado a la escala del cm. o del mm. conbandas ms o menos ricas en magnetita (Tucsa). Dicho lineamiento, a veces, est replegado,lo que correspondera a slumpings o crawlings de los bancos antes de la diagnesis (Uyurmiri).

Por otra parte, la falta de conglomerados gruesos indica una paleogeografa homog-nea en la mayor parte de la regin, representada por relieves suaves, cubiertos de dunas einclinados suavemente hasta llegar a las aguas profundas, alimentadas con cuarzo y limos porun sistema hidrogrfico sujeto a clima clido y seco.

Paleogeogrficamente, se puede definir dos zonas principales separadas por el valledel Vilcanota :

La zona Noreste, donde la formacin Huancan alcanza 300 m. de espesor, peroen general se aproxima a 200 m.

La zona Suroeste, donde localmente el espesor entre Ayabacas y Mitu tan slo esde 10 a 20 m. sobre todo en la parte intermediaria con la precedente.

En la zona Noreste se puede delimitar, entre Pitumarca y Sicuani, una vasta faja deorientacin Noroeste, donde las facies Huancan, representadas nicamente por escamastectnicas dentro de Ayabaca, jams se presentan autctonas sobre Mitu, porque faciesarenosas blandas (fcilmente replegadas conjuntamente con Ayabacas) invadieron a las for-maciones Huancan, Moho inferior y Muni, hacindose de esta manera el pasaje a Mitu enforma ms continua (Fotos Ns. 2 y 3).

Tectnicamente las estructuras se ofrecen plegadas; pero, en general, el estilo es defracturas simples y fallas inversas.

Formacin Moho

Las rocas de esta unidad forman colinas suaves, donde los bancos calcreos, vistosde lejos, forman estructuras vermiculares caprichosamente replegadas (Pomacanchi, ro Chapi)visibles con gran nitidez en las fotografas areas. En estos niveles son numerosos losdeslizamientos y colapsos y a menudo estn asociados con las areniscas de las facies SantaBrbara (cerca de Trapiche y Santa Brbara).

Es difcil encontrar una serie idntica a la del Lago Titicaca, salvo en la subida deUyurmiri, la bajada del cerro Gundia, la hacienda Rata y al Sur de Uchullujllo, lugares estos


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donde existe cierta similitud. Con mayor frecuencia se encuentran gran abundancia de calizasreplegadas en forma anrquica (Santa Brbara), lo que hace pensar en las acumulaciones decalizas conocidas cerca de Pirn.

Escamas tectnicas de cuarcitas Huancan (Fotos Ns 2 y 3) esparcidas en esteconjunto (Chir, cerro Yaretane Cuito) y a veces invertidas (W. de Uchullujllo), forman en laserie calcrea numerosas repeticiones de origen tectnico. Sin embargo, localmente no sepuede descartar, en forma definitiva, la hiptesis de la existencia de cuarcitas de facies pare-cidas a Huancan encima de las calizas.

En esta formacin se han definido las siguientes unidades :

La unidad a (capas rojas) formada de lutitas rojas ladrillo o marrn rojizo, aveces limolticas e intercaladas con areniscas cuarcticas finas, rojo oscuras y encapas del orden de 10 cm. a menudo acompaadas de venillas de yeso. Tiene de40 a 100 m. de espesor y cerca del contacto con Huancan las capas de lutitas sereducen, mientras que los bancos de areniscas se engruesan volvindose ms blan-cas y puras hasta pasar a las cuarcitas de Huancan.

Por encima, la unidad b (calizas Ayabacas) est compuesta de calizas azul oscuroa gris azulado con alteracin amarillenta. Estas calizas sublitogrficas en algunoslugares y dolomticas en otros, tienen de 3 a 5 bancos masivos sin estratificacininterna visible con 2 a 6 m. de espesor, separadas por capas de limolitas, lutitasrojas o calizas margosas gris amarillentas del mismo grosor.

En las zonas intensamente perturbadas o dolomitizadas, estos calcreos se presentanruiniformes con tintes rojizos (Tucsa).

Al Sur del C Auzangate, los bancos de 20 a 30 cm. de espesor se dividen enplaquetas margo-calcreas y dolomticas grses con un grosor del cm., conteniendo a vecesguijarros brechoides de las limolitas abigarradas encajonantes. La serie alcanza 50 m. acom-paada de 10 m. de capas rojas superpuestas a la formacin Huancan reducida a menor de100 m. Al Sur de Chilca las calizas tienen cuarzo, tanto detrtico como autgeno, en pocacantidad.

Por el contrario, en el Sureste (Yanaoca) y los bancos se vuelven ms gruesos (15 a20 m.) y ms fosilferos (gasterpodos de Tungasuca), adems en la superficie de dichosbancos se observa manchas ameboides amarillas sobre un fondo azulado. Dichas manchascorresponden a cavidades irregulares hechas por gusanos y secundariamente reemplazadaspor calcreos muy limolticos, de composicin muy prxima a la de la caliza encajonante. Seve tambin slex negro con ptina beige.

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Frecuentemente hay brechas intraformacionales o falsas brechas, provenientes de lamezcla de fragmentos solidificados de materiales calcreos en una matriz de lodo cuandotodava estuvo en estado fluido. En la formacin de estas brechas jugaron un papel importan-te los estremecimientos del fondo (temblor de tierra) o deslizamientos sub-marinos.

La deformacin que se observa podra tener un doble origen, esto es, un tectnico yotro de slumping sub-marino; en efecto, a menudo los bancos estn plegados sin adelgaza-miento del flanco inverso, como si la sobrecarga hubiera sido nula.

Por ello, se habra tenido ah fondos inestables (terremotos u oscilaciones) tal comosi parecera indicar la ligera discordancia entre las capas de la base de la formacin Hanchipachay las de Moho y Huancan. Esto vendra a ser una verdadera fase preliminar a los movimien-tos tectnicos de edad Cenomaniana.

Estas calizas en el contacto con intrusiones estn muy dbilmente metamorfizadas,mostrando a veces recristalizacin y contenido de magnetita (Ayallacta).

Como en el Lago Titicaca se puede distinguir dos zonas :

Una Noreste, donde estn presentes todas las unidades de Moho definidas porNewell; pero, difieren de la serie del Lago Titicaca, por la existencia en numerososlugares (Uyurmiri) de una ligera discordancia entre las unidades c y a-b, delineadapor un nivel de cuarcitas y areniscas rojas similares a Huancan. Es por esto quehemos llamado formacin Hanchipacha, a las capas de Moho que estn arriba deesta discordancia.

Una al Suroeste, donde como en la regin del Lago Titicaca propiamente dicha, seve bajo la discordancia del Terciario inferior slo las unidades a y b, estando losniveles superiores reducidos a capas abigarradas irregulares.

Hay que remarcar que en todas partes slo est representada la unidad b (calizasAyabacas), y la unidad a puede faltar (Suroeste del rea de estudio) o desaparecer (comoMuni y Huancan) dando oportunidad para que se presenten las areniscas de facies SantaBrbara (Fotos N 3 y 4).

Referente a la edad, se tiene que bajo el nombre de Yucay (Gregory, 1918), deYuncaypata (Kalafatovich, 1944) o de Ayabacas (Newell, 1945) se ha considerado siemprea las calizas del Cenomaniano a Aptiano, tal como tambin lo indican Bellido (1957) y Wilson(1963) en sus correlaciones del Cretceo.

En cuanto al esquema paleogeogrfico, se puede intentar lo siguiente : una grantransgresin marina deposit los calcreos despus de un rgimen de capas rojas lagunares


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(Characeas y yeso), a la vez que en dos fajas de orientacin SE-NW se depositaban arenis-cas (facies Santa Brbara).

Parcialmente, oscilaciones del fondo ocasionaron desplazamientos submarinos cu-yos materiales segn se puede apreciar en las fotos 4 y 5, se acumularon formando masas decalizas en gran desorden (una de las cubetas es visible al Norte de Santa Brbara). Esto hapodido estar acompaado de denudaciones locales de las superficies estructurales deHuancan, las que tenan posiblemente hasta 10 de inclinacin con relacin a la horizontal.

Posteriormente, se depositaron con dbil discordancia sobre estos calcreos las ca-pas de la formacin Hanchipacha, estructura que despus se amplific por la diferencia decompetencia en el contacto con los dos niveles. En la zona Oeste (Yanaoca-Pomacanchi) laausencia de la formacin Hanchipacha puede ser explicada considerando una gran amplitudde los movimientos del Cretceo Medio acompaados de erosin.

En dos fajas alargadas en sentido NW-SE, aparecen unas areniscas muy friables,blanco rosadas, con estratificacin cruzada y una erosin especial tipo columnar. Estn muyreplegadas y asociadas con abundantes calizas Ayabacas, pasando lateralmente dentro delas formaciones Muni, Huancan o Moho. A estas areniscas se les ha designado como faciesSanta Brbara.

En efecto, sobre la orilla derecha del ro Vilcanota (Este de San Pablo) se puede verun pasaje neto de Mitu a Ayabacas sin capas rojas intermediarias (Muni o de Moho inferior);pero, a poca distancia al Noreste de Sicuani (Uyurmiri) el Cretceo inferior tiene un aspectotpico.

De este modo, en dos fajas NW-SE, se han acumulado durante el Cretceo inferiorlas areniscas de origen torrencial, suceptibles a menudo de participar en la tectnica plsticade Ayabacas. Estas areniscas pasan lateralmente a capas rojas.

A veces, las cuarcitas Huancan se encuentran dentro de las calizas Ayabacas oareniscas Santa Brbara correspondiendo, como ya se ha indicado, a escamas tectnicas deHuancan, provenientes de un dominio paleogeogrfico ms oriental, envueltas por el Cretceomedio.

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Formacin Hanchipacha

Encima de las calizas Ayabacas las capas de esta formacin constituyen una fajanegruzca bien estratificada y plegada en sinclinales largos debajo de la formacin Chilca.Esta faja alcanza de 400 a 600 m. de espesor y guarda una remarcable homogeneidad defacies en toda el rea situada al Noreste del ro Vilcanota. Sin embargo, se puede distinguirdos series : una Occidental (Santa Brbara, ro Chappi y Norte de Pomacanchi) y otra Oriental.

Serie Occidental .- Est bien expuesta en el corte de la carretera de Sicuani a SantaBrbara. En ella se puede reconocer diferentes elementos de la secuencia de Moho superiortpico del Lago Titicaca (Newell, 1949) con una potencia de 400 m. por lo menos.

En la base se presenta un horizonte de 1 a 15 m. de areniscas rosadas parecidas a lasde Huancan, descansando indistintamente sobre Ayabacas o Huancan. Se puede conside-rar a este horizonte como la base de la Unidad C o como la Unidad D indicadas porNewell.

Por encima de este horizonte alternan bancos del orden del metro, integrados porlutitas verde olivo o amarillento y rojo ladrillo en dos fajas de 40 m., separadas por cuarcitasfinas de color blanco. Se encuentra tambin yeso (hasta 3 m.). Esta es la unidad C deNewell con cerca de 100 m. de espesor.

Cuarcitas blancas y pequeos bancos de lutitas rojas, verdes, amarillas y gris negruzcas,a menudo calcreas (margas), se intercalan con pequeas capas de calizas de 10 a 15 cm,

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y con matices pardo-amarillentos por alteracin y azul negro en corte fresco. Ciertos nivelesde lutitas contienen charophitas (no determinadas) y a veces restos de ostreas rotas. Estasseran las unidades E y F de Newell, con un espesor de 100 a 150 m.

En los 200 m. superiores, se intercalan pequeos bancos de cuarcitas blancas queforman capas sobresalientes de 1 a 3 m. de grosor, con esquistos verdes o rojos que pasangradualmente a las capas rojas de la formacin Chilca.

Serie Oriental .- Es un poco ms potente (por lo menos 500 m.) pero, como en laparte anterior, estos valores son solamente indicativos, porque, la tectnica tiene un estilo deplegamiento con micropliegues y esquistosidad incipiente que impide, a veces, medicionesexactas del espesor.

En Palcoyo, encima de las calizas Ayabacas y areniscas de facies Santa Brbara, setiene lo siguiente :

Una serie de pizarras verdes y rojas con ms o menos 100 a 150 m. de grosorsobreyacientes en disarmona a las calizas Ayabacas replegadas.

Esta serie con un banco de cuarcita blanca debe constituir el equivalente de laUnidad C del Lago Titicaca. En la base, localmente, contiene hasta 10 m. deareniscas arcsicas gruesas, gris blancas en corte fresco y anaranjadas por altera-cin.

20 m. de limolita y areniscas rojas, microconglomerados de lutitas rojas en roda-dos blandos y algunas limolitas azuladas y silicificadas. Las capas tienen 30 a 50cm.

100 a 150 m. de una serie gris azulada a verdosa con capas en general de 10 a 30cm. constituida de plaquetas del orden del cm. o mm., solas o intercaladas conesquistos. Las capas son delgadas con estratificacin cruzada, ondulaciones(slumping, ripple marks) y un aspecto de radiolaritas, pero no se ha visto ningnmicroorganismo. Se ve tambin lutitas verdes, raramente rojo violceas y esquistosnegros limolticos o silicificados. Los esquistos negros silicificados estn intercala-dos entre las cuarcitas y se hallan curiosamente microplegados a la escala del cm.Esto sera la Unidad h de Newell.

Finalmente, 30 a 50 m. de limolitas rojas o lila violceas muy caractersticas, olutitas verdes mezcladas con cuarcitas blancas en capas de 2 a 30 y a veces hastade 60 cm. que forman el pasaje continuo a las capas rojas de Chilca (unidad i yj de Newell).


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En la parte media de esta serie se intercalan, dentro de lutitas y margas gris negras aamarillentas, capas de arcillas muy finas con alteracin ocre oscuro y fractura azul negra quetienen de 10 a 20 cm. de grosor. En ella hemos encontrado pequeos lamelibranquiosindeterminables (Este de Chuua y Hanchipacha). Tambin en el Alto Chir se hall unAptychus, el cual prueba un origen marino para estas capas y su edad cretcea. Cerca deHanchipacha, se recolect pistas de gusanos y algunos niveles carbonosos en capascentimtricas.

Otras calizas y capas esquistosas carbonosas, pueden presentarse ms cerca de labase de la serie con lumaquelas de ostreas muy malogradas.

Toda esta serie hace pensar en la parte superior de Moho descrita por Newell en elLago Titicaca; pero, la presencia de una discordancia angular dbil en la base y la variacinde las facies, incitan a designar, al menos provisionalmente, una nueva formacin con estascapas muy importantes en la zona Cuzco-Macusani, tanto estratigrfica como tectnicamente.

Dichas capas han debido depositarse en lagunas con niveles variables dejadas por laregresin del mar Aptiano-Cenomaniano.

Formacin Chilca

Esta formacin corresponde a las capas rojas superiores de la Cordillera Oriental,conformando una alternancia montona de lutitas y limolitas rojas con areniscas cuarcticasrosadas y rojas de 5, 10 a 50 cm., que pasan poco a poco a las lutitas y areniscas violceasde Hanchipacha superior.

Estas capas continentales se describen con el nombre de Chilca, proveniente delpueblo de Chilca que se sita a 5 km ms arriba de Hanchipacha en el valle Carhui, habin-dose encontrado charophitas (no determinadas todava) en dicha serie muy potente (1,000 a1,500 m.) y completa. Asmismo, al Norte de Chilca se ha observado rodados de calizasgrises en conglomerados monognicos dentro de lutitas limosas rojas esparcidas de ndulos,tambin rojos, con alteracin desrtica.

Preferimos no usar el nombre de formacin Cotacucho, por que no se ha comproba-do la equivalencia exactas de estas capas con la base del Cotacucho del Lago Titicaca o delsinclinal de Sicuani.

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Formaciones Cotocucho-Muani

Al Oeste de Sicuani yacen en concordancia debajo de los conglomerados del Ter-ciario ms 2,000 m. de sedimentos detrticos finos y rojos. En conjunto representan unenorme sinclinal a cuyo lado oriental la serie fue descrita por Newell (Suyopampa).

Las capas inferiores yacen concordantes sobre el Cretceo medio (Norte de la Reyna)y al Noreste (Vilcanota) los afloramientos estn limitados por largas fallas.

Son esencialmente areniscas arcsicas pero muy cuarcferas de grano fino y en ban-cos que varan desde 50 cm. a 5 m., pero generalmente son de 2 m.

Estas areniscas de color rojo ladrillo brillante alternan con capitas de limolitas y argilitasrojo oscuro. Pueden ser muy potentes y a veces yesferas en los lmites inferiores y superio-res de la serie. No se encontr Charophitas.

Posiblemente la parte inferior de este miembro represente a Cotacucho y la partesuperior, mas microconglomerdica, representara a Muani. Frente a San Pablo, en la ribe-ra izquierda del Vilcanota, entre dichas partes existen unas capas verdes arenosas o brechoidesque parecen homlogas a Vilquechico, pero ello es una falsa impresin, porque la coloracinse debe a impregnaciones de silicatos y carbonatos de cobre en los bancos porosos. Todosestos horizontes son lenticulares y hacia el Sur pasan, despus de algunos kilmetros, a capasrojas tpicas. Por otra parte, en el interior mismo de los bancos no es raro ver que lamineralizacin invada parcialmente la roca.

Grupo Puno (Miembro inferior)

De los conglomerados y areniscas gruesas de la parte superior de Muani se pasagradualmente a los conglomerados rojos y areniscas blancas rosadas de Puno.

Los conglomerados presentan, en una matriz, arcsica, guijarros de cuarcitas en ge-neral bien redondeados y con 1 a 10 cm. de dimetro y ptina desrtica.

Las areniscas blanco rosadas a rojas, estn mal estratificadas y forman bancos grue-sos hasta de 5 10 m., a los cuales la erosin ha dado formas redondeadas y no en aristascortantes. Frecuentemente se les encuentra en grupos de 10 a 20 bancos de a 1 a 10 m. deespesor, conformando horizontes de 20 a 100 m. de potencia que intercalan con argilitas ylimolitas rojo ladrillo.

Todo este conjunto detrtico proviene de la erosin de la primera cadena de losAndes que surgi no solamente en la Cordillera Occidental sino tambin en la Cordillera


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Oriental al final del Cretceo superior. Newell pinesa en un gran plegamiento en la CordilleraOccidental, y en base a un afloramiento aislado de conglomerados en discordancia muyfuerte con las Capas rojas cretceas al Noreste de Pitumarca, podemos aadir que la Cordi-llera Oriental tambin fue afectada por un tectonismo intenso. Entre las zonas plegadas posi-tivas y sujetas a intensa erosin, el rea negativa del Vilcanota (ms tranquila) fue sumergidadebajo de la potente serie detrtica de Puno miembro inferior de tipo molasse en concor-dancia con el cretcico superior. El miembro superior de Puno fue plegado solamente des-pus que lo hicieron las zonas orientales y occidentales y recin entonces el plegamiento delTerciario inferior se hizo en dos fases.

Conglomerado Paruro

Ha sido definido por S. Mendvil en Paruro al Suroeste del Cuzco; es rojizo, a vecesverdoso, bastante blando a causa de su dbil grado de diagnesis, est modelado en relievessuaves frecuentemente cubiertos de aluviones y se halla en la parte occidental de Pomacanchi-Yanaoca. Las escarpas de los volcnicos de los miembros Apurmac y Tacaza, coronan lascrestas.

Este conglomerado, muy heterogneo, contiene bloques que pueden pasar de unmetro y tambin areniscas conglomerdicas y limolitas rojas. Los bancos son gruesos y conuna clasificacin dbil, que conjuntamente con la forma angulosa de muchos de los guijarrosindican una zona de alimentacin muy prxima.

La alteracin singentica de tipo desrtico, parece haber sido bastante fuerte. Loselementos son muy variados y se hallan englobados en una matriz limo-arenosa o arcsicapardo rojiza, correspondiendo a andesitas, areniscas, cuarcias, calizas (Ayabacas) ygranodioritas.

Los contactos con las formaciones superiores son visibles solamente al Oeste de laslagunas Pomacanchi y Tungasuca. Se pasa gradualmente a las capas rojas arcillo-arenosasalternantes con derrames andesticos del Miembro Huarasayco; y, despus del volcnicoandestico Apurmac (ambos definidos por S. Mendvil) aparece Tacaza compuesto porandesitas porfirticas rojas con andesina labradorita, biotita y hornblenda o piroxenos alte-rados hidrotermalmente (sericita, clorita), brechas volcnicas y calizas lacustres aisladas.

El problema esencial en este conglomerado de Paruro es la edad atribuida a veces alPermiano. En el mapa de Sicuani hemos elegido una edad terciaria, segn la sugerencia de S.Mendvil, en base a la observacin de los afloramientos en Livitaca y Cuzco que son msimportantes que los de Sicuani. Sin embargo, ninguna hiptesis considerada hasta ahora estcompletamente comprobada, y al respecto analizamos las siguientes posibilidades :

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Una facies Occidental de Mitu. Si fuera as, se debe aceptar para la granodioritade Pomacanchi una edad paleozoica, porque se encuentra sus guijarros dentro deParuro y esto no parece nada conciliable con la ausencia total del Paleozoico infe-rior en toda esta zona. Es tambin muy difcil considerar a estas granodioritas comointrusiones intra-permianas, porque ello exigira enormes erosiones despus delemplazamiento de Mitu.

Un prolongado lateral del volcnico detrtico Jursico-Trisico del tipo VolcnicoChocolate de la costa. Ello parece tambin poco aceptable, sin embargo ciertosargumentos influyen en su favor, as en Totorane (al Norte de Quehue) se ven cuarcitasy un remanente de Ayabacas por encima de andesitas que parecen contempor-neas del conglomerado.

Cuarcitas anlogas pueden superponerse al conglomerado entre Quehue y Yanaocay representar un remanente de Yura o Huancan debajo de Ayabacas.

Asimismo hay otras explicaciones tales como la existencia de paleorelieves de Mitu odel Cretceo hundidos debajo de Paruro, fallas o paleocolapsos de las calizas Ayabacas enbloques dentro de los conglomerados terciarios.

Un conglomerado terciario. Es la que tiene ms argumentos, esto es por su aspectopoco cementado con bloques gruesos esparcidos, el pasaje a una serie superior volcnica deaspecto terciario con capas rojas, la pendiente general de las capas que parecen pasar porencima de la depresin de Pomacanchi y sus calizas Ayabacas (hay que indicar que en lacarretera a Pomacanchi se ven calizas Ayabacas sobre el conglomerado, pero esta disposi-cin parece excepcional y de origen tectnico).

La tectnica tranquila y simple de sus niveles permite considerarlo tambin comoTerciario cuando se la compara con la tectnica compleja de Mitu cerca de Sicuani. Por otraparte, si estos niveles fueran permianos, faltaran las fallas inversas afectando a la vez a losconglomerados y granodioritas para colocar todo el conjunto, por lo menos localmente, en-cima del Cretceo medio.

La naturaleza de los guijarros da tambin ciertas presunciones a favor de una edadterciaria. Un guijarro en el conglomerado de Paruro, tomando aguas abajo del ro Checca,corresponde a una diorita con andesina zoneada (79%), hornblenda (20%), cuarzo (1%),algunas ortoclasas, piroxenos, magnetita y esfena alterada hidrotermalmente. Ahora bien, enAcopa tenemos una diorita anloga a una monzonita cuarcfera que ha dado 45% de andesina,30% de ortoclasa, 25% de Ferromagnesianos, con algo de cuarzo, esfena, dipsido y lahornblenda alterados en tremolita y sericita. Cualitativamente se encuentran los mismos ele-mentos en los guijarros y en las intrusiones y se puede pensar que hay un parentesco entreestas rocas. Pero, estas intrusiones no acompaan al Paleozoico porque segn S. Mendvil


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ellas metamorfizan Ayabacas (minas de magnetitas), razones por las que la edad del conglo-merado parece ser del Cretceo superior a Terciario.

El argumento ms serio para la atribucin de una edad terciaria a Paruro, es suproximidad a las calizas Ayabacas y a la granodiorita de Pomacanchi, donde algunas capastienen 70% de granodiorita con 10% de calizas y otras donde dichas proporciones son inver-sas. Esto unido a la subangularidad de los bloques de caliza o de intrusivo, a veces muyvoluminosos, sugieren la existencia de una cuenca de alimentacin muy prxima (bipolar)donde se interdigitan capas con aporte dominante grantico o calcreo. Como los rodadosde caliza no tienen fsiles, podran ser tericamente Copacabana, pero es poco probable.

En este conglomerado de Paruro los caracteres de la sedimentacin parecen espe-ciales, dado que corresponden a una verdadera molasse conglomerdica, al Oeste de fallasde subsidencia que bajaron toda la zona Suroeste.

As tenemos dos niveles de molasse (En sentido sedimentolgico) dando dos miem-bros en Puno de significacin muy diferente.

Uno inferior (miembro inferior de Puno) sin discordancia angular con el substrato,depositado en forma contempornea con un primer plegamiento y levantamiento delas cordilleras Occidental y Oriental. Es un conglomerado Sin-orognico.

Uno superior (miembro superior de Puno), discordante con el substrato, deposita-do posteriormente a la fase tectnica paroxismal que es el Puno clsico molassepost-tectnico.

Descendiendo el ro Checca se ve una serie detrtica plegada del conglomerado deParuro. Son grauwackas claras, microconglomerados con elementos variados de andesita,cuarcita, arenisca y caliza. Niveles de arcillas arenosas abigarradas tambin se intercalan conbancos de tufos blanco verdosos alcanzando 5 m. de espesor.

A pesar que la misma serie anterior ha sido descrita en el pueblo El Descanso, cercade la parte Sur de nuestro trabajo (comunicacin oral de gelogos de la EPF), no usamosdicho nombre debido a que la formacin est considerada como post-Tacaza. Nosotros asu afloramiento en el cuadrngulo de Sicuani lo encontramos pasando debajo y por tanto esanterior, admitiendo tambin que hay otra serie posterior a Tacaza, hecho que obliga a que elproblema quede en discusin por falta de mayores evidencias.

As pues, hemos agrupado el conglomerado de Paruro y una parte, probablemente lams inferior, de la formacin Descanso (Unidad todava de posicin discutida) en una solaunidad igual al miembro superior de Puno, esperando nuevas evidencias de campo para suconocimiento verdadero.

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Volcnico de Quenamari

Sobre la superficie post-madura de Bowmann o superficie Puna de McLaughlinse extienden, al Este de nuestros cuadrngulos, enormes acumulaciones de ignimbritas yaestudiados por Francis (1959).

Slo un pequeo afloramiento es visible dentro de nuestra rea al Este del ladoSibinacocha, el cual corresponde a la extremidad Occidental de una meseta volcnico quesirve de asiento al inlandsis de Quenamari.

Estas rocas blancas, sacaroides y brillantes se disgregan en un polvo blanco cubiertode bloques redondeados, o constituyen columnas y bloques irregulares con formas extraas.

La superficie se halla protegida de la erosin por una pelcula endurecida, la cualdebe formase por circulacin de agua en relacin con el ritmo temporal anual, especialmentedurante los perodos intreglaciares calientes. Una escarpa limita, en general, a la meseta y enella se puede ver una disyuncin prismtica.

La roca es friable, porosa y ligera. Tiene fragmentos de cuarzo y feldespatos (hasta1 mm.) angulosos y en algunos lugares (Matis) cristales centimtricos de Sanidina. Al mi-croscopio, en medio de un vidrio marrn, se ven cristales angulosos fracturados y corrodosen una pasta de cuarzo, plagioclasas, biotita y apatita.

Francis denomina ignimbritas a este volcnico cido poroso, sin intercalacionesescoriacias y depositado por nubes ardientes emitidas a travs de fisuras.

En Livitaca se encuentran depsitos de este tipo (S. Mendvil), Jenks los seala enArequipa (1956) y Amstutz y Dolfuss en el centro del Per (1956).

En el afloramiento la erosin actual y antigua parecen haber cortado profundamentelos bordes de la meseta, mientras que la misma era protegida por la cubierta de hielo quesubiste como remanente de antiguas glaciaciones.

Este tipo de emisin, como los basaltos fisurales de Quimsachata, probablementeestn relacionados con la abertura de fisuras contemporneas con el levantamiento generalisosttico de los Andes en el Plio-Cuaternario. La edad del volcnico Quenamari se asigna alPlioceno.


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Depsitos lacustres de la cubeta de Yauri

Estos depsitos reposan horizontalmente en discordancia angular sobre la forma-cin Descanso (carretera El Descanso-Checca) y tambin se apoyan en el volcnico Tacaza,pero en este caso el tipo de contacto an no ha sido resuelto.

Al Este de Checca, estos depsitos alcanzan aproximadamente 200 m. de espesor,constituidos por areniscas rojas o amarillentas, arcillas y limolitas blancas o rojas, lodolitas ytufos redepositados.

Al Sur de Checca, numerosos bancos de tufos volcnicos con varios metros deespesor y color blanco brillante, se intercalan con limolitas, arcillas y diatomitas impuras.

Se puede suponer que estos sedimentos sean posteriores a los depsitos de ignimbritasque conservan la superficie de erosin Puna mucho ms elevada, siendo a su vez anteriores alas crecientes glaciares, por lo que seran equivalentes a los depsitos de la formacin Azngarodefinida por Newell y se les asigna una edad Plioceno-Cuaternario.

Morrenas y fluvioglaciares

Por la escala del mapa geolgico respectivo, no se ha diferenciado las fases deglaciacin; pero, la gran variedad morfolgica del modelado glaciar justificara ampliamenteun estudio detallado.

Se han individualizado tres tipos de glaciares, que son :

Un tipo alpino o de Cordillera, clsico, donde corrientes de hielo dejan magnficasmorrenas laterales y frontales debajo de valles en U muy profundos (Sigirinacocha).

Un tipo de piedemonte, al Norte y al Sur de la Cordillera Auzangate-Callangate,que se origina de la confluencia de los glaciares procedentes en perodos de cre-ciente.

Un tipo de casquete glaciar (Quenamari), cuyos glaciares de descarga divergan apartir de la meseta volcnica y alimentaban en parte al glaciar plano de la cubeta deSibinacocha.

Las huellas de glaciaciones antiguas alcanzan 3,600 m. de altitud en Ocongate y alEste del ro Vilcanota, 3,900 m. en Checca y Langui y 4,000 m. en La Raya; es decir, pareceque el hielo ha descendido menos en la parte Sur que en la del Norte, lo cual se debera a unaalimentacin ms pequea ligada a relieves menos elevados y menores precipitaciones.

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Por otra parte, hacia la regin de la Selva las huellas de accin glaciar se presentanmuy por debajo de 3,300 m.

Los glaciares actuales descienden hasta cerca de los 4,800 4,600 m. en Auzangatey 5,000 m. a 4,800 m. en Callangate; formando lenguas de hielo bien alimentadas.

Al centro del rea de estudio, las nieves comienzan a 4,700 m. y los hielos a 5,100 menos. En la Raya y Nudo Chinchina las nieves descienden hasta 4,800 m. como en laCordillera del Noroeste; pero los hielos subsisten a 5,200 m. y nicamente las lenguas bienalimentadas llegan a los 5,000 m.

Oppenheim y Broggi refieren que antiguas minas espaolas o incaicas fueron cubier-tas por la nieve y ahora reaparecen bajo el frente del glaciar en retroceso.

Una segunda sucesin de morrenas frontales, muy cerca del pie de la Cordillera(morrenas de represamiento de los lagos Sibinacocha y Sirinacocha) a 10 km de distancia delos glaciares actuales, representa un importante estado de glaciares decrecientes que antesdesbordaron estos lmites.

En efecto, los ms antguos glaciares descendan hasta Ocongate al Norte y al Sur,hasta ms all de la barrera de Mitu (aguas debajo de Sibinacocha), estos fueron glaciares depiedemonte originados por la unin de los glaciares de valle en crecida.

Dichas plataformas glaciares, lobuladas en un primer tiempo, cubrieron todo el antepas; despus, en un segundo tiempo, se redujeron a simples lenguas de glaciares de valleesto es, cuando la alimentacin disminuy. Tales glaciares residuales, tomaron a veces uncurso tipo meandro (Tinki) y se hundieron profundamente en los depsitos de morrenas yfluvioglaciares que quedaban despus de la primera creciente que ocup un rea considera-ble.

Numerosas lenguas fueron dejadas por la disminucin de los glaciares en medio deuna geomorfologa glaciar bien conservada (Terrazas de Kames, drumlins, etc.), tal como lasque se pueden apreciar arriba de Tinki y en los alrededores de Sibinacocha.

Sobre la alta meseta volcnica horizontal de Quenamari ha subsistido el nico restode casquete glaciar, y respecto a ello suponemos que el responsable de esta morfologa eninlandsis.

En la regin estudiada resumimos la historia de las glaciaciones en:

Creciente mxima hasta 3,500 m. y probablemente ms abajo, cuyos restos engeneral han sido erosionados, teniendo lugar posteriormente la edificacin de terra-


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zas fluvioglaciares como la que se halla cerca de Ocongate. As, las nicas morrenasantiguas endurecidas se encuentran en los alrededores de Ocongate y ro abajo dela Raya.

Regresin general hasta las cordilleras.

Creciente casi tan importante como las precedentes, formndose lbulos hasta los3,600 m.; luego por su fusin se generaron lenguas profundamente hundidas en losdepsitos anteriores. Los retrocesos consecutivos dejaron una sucesin de morrenasy pocos fluvioglaciares.

Una pequea creciente en el ao 1850 sigui a una importante fase interglaciar.

Eluviones

Estos depsitos se encuentran por diversas partes y especialmente sobre el Paleozoicoinferior y las Capas Rojas. Estn constituidos por arcillas rojas detrticas, generalmentemezcladas con brechas algunas veces yesferas, o bien arcillas grises brechoides o n, morrenasdeslizadas y con materiales de los deslizamientos de tierras. Cuando tienen buen grado depureza, pueden ser empleadas para ladrillos o alfarera. Un caso especial constituyen lasMontmorillonitas muy puras de la hacienda Ccapana, provenientes de la alteracin de piza-rras paleozoicas y son explotadas como detergente.

Los suelos son muy diferenciados, pasando de un PH cido a bsico en muy cortasdistancias, debindose tener en cuenta la influencia de los antiguos cultivos as como su de-gradacin por el abandono de los andenes.

Por encima de los 5,000 m. la alteracin por las heladas es la ms activa; por debajode 4,000 m. es la qumica que, a su vez, acta sola entre 4,000 y 5,000 m., siendo en todoslos casos profunda.

Las areniscas van siendo invadidas por aureolas concntricas de color blanco, ama-rillo o rojo, indicativas de los desplazamientos rtmicos de las aguas capilares en la roca bajoel efecto cclico estacional de cada ao.

Los hipabaisales, ignimbritas, etc. se descaman en capas concntricas.

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Aluviones

La deposicin aluvial rellen todos los valles principales al final de la poca glaciar.Conos de deyeccin muy importantes se presentan en algunos lugares (Cusipata, AguasCalientes).

Los niveles de agua fretica que ellos poseen a veces son salinos y dejan, despus dela poca de lluvia, una costra de sal como la que existe cerca de San Pedro con 20 metros degrosor.

Las aguas que provienen de las barreras glaciares antiguas enterradas bajo los alu-viones post-glaciares, dan lugar a un frecuente afloramiento de la mesa de agua fretica queorigina problemas de drenaje. En estas zonas se desarrollan turberas profundas.

Las lagunas ocupaban las partes bajas despus de la glaciacin (Lago de Sicuani oLago Lisson de Maldonado) y, posteriormente fueron colmadas por sedimentos. En Uyurmiri,Maldonado indica una seccin constituida por la siguiente litologa :

20 cm. de tierra arable;

40 cm. de creta calcrea gris con diatomeas;

Varias capas de travertinos de 20 cm. de grosor; y

Capas de creta lacustre y diatomita con pequeos gasterpodos

Existen terrazas que han afectado a todos los aluviones altamente conglomerticosaguas debajo de San Pedro y particularmente en Combapata. Esta reactivacin de cavaduraprovendra del deshielo acelerado despus de la glaciacin de 1850, e igualmente sera lacausa de la desaparicin de la represa emplazada al nivel de confluencia del Huatanay-Vilcanotapor el vulclanismo Cuaternario.

Volcnico Quimsachata

Un volcn al Norte de San Pedro y una colada andestica porfirtica expuesta en elvalle de Salcca, representan el vulcanismo ocurrido durante el Cuaternario.

Estas dos emisiones se hallan en la gran falla NS del Kanchinismo, ubicndose elvolcn en la interseccin de dicha falla con las fracturas NW-SE del Vilcanota.


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La edad pre-Incaica de este vulcanismo est probada por el emplazamiento de lascoladas sobre las terrazas bajas del Vilcanota, posteriormente a las dos primeras crecientesglaciares; asimismo, por las construcciones hechas sobre los derrames.

Se ha podido determinar tres emisiones sucesivas de lavas eyectadas por el crter de50 m. de profundidad y de 200 m. de ancho.

La ltima colada ha salido por una fisura de direccin NNW-SSE formando unalengua de lava de 3 km de largo, dicha emisin parti en dos el volcn y por la explosin losflancos del cono se cubrieron de combas y pmez rojizos.

La superficie escoricea de esta colada que fue muy diluda, est conformada porrosetas groseramente concntricas y perpendiculares a la eyeccin. El crter despus de laemisin de la lava se contrajo por descompresin en la chimenea, dando en todos sus alrede-dores pendientes convergentes de las capas de lavas y piroclsticos.

La lava negra con labrador, biotita y augita, es una andesita bsica y tiene cristaleshialinos de cuarzo xenomrfico. Estos cristales son enigmticos en esta lava bsica y tal vezcorrespondan a rellenos de cavidades por cuarzo secundario de origen hidrotermal o cuarzode origen profundo.

Una fuente termomineral en San Pedro, es el ltimo testigo de la actividad de estevolcn.

Como en el caso de las ignimbritas de Quenamari, este es producto de un vulcanismofisural, clsico al final de la evolucin de todas las cadenas de montaas.

Travertinos

Los travertinos se encuentran ampliamente distribuidos en el rea, ofreciendo ciertavariedad en cuanto al aspecto u origen se refiere. Se les puede clasificar en :

Travertinos asociados a fuentes termominerales.

En aguas calientes los travertinos se presentan en placas delgadas alrededor en pe-queos volcanes de lodo caliente.

En el ro Salcca, en un lugar prximo a la Hda. Collpacucho, una de estas fuentestermales form un puente que en la actualidad se encuentra destruido, a diferencia del que se

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halla cerca de Tucsa, sobre el ro Urubamba, que ha resistido a la erosin (100 m. de longi-tud).

A todo lo largo del ro Carhui, antes de Trapiche y en Chilca, existen travertinos endomos a veces coloreados de rojo por el antimonio microcristalino o en amarillo por lalimonita. En Uchullujllo, travertinos hasta de 50 m. e espesor represaron el ro en 2 lugares,pero posteriormente fueron cortados los diques y aguas abajo se form un nuevo puentecalcreo de 10 m. de espesor. El ro desaparece completamente ms o menos entre los 100 150 m. antes y despus del pueblo.

Las acumulaciones de travertinos corresponden a domos o costras que pueden ser-vir de barreras a la erosin regresiva y proteger as a las cubetas interiores cerradas (cubetasde Entierropampa, formada por la represa de travertinos de Totorane entre Yanaoca y Quehue).

En Yanaoca, una fuente, actualmente seca, edific un domo calcreo cnico quesimula un pequeo volcn de 6 a 8 m. de alto.

Travertinos asociados a circulaciones de aguas.

Alrededor de Tinta, los aluviones de las pendientes estn ocultos por costras calcreasa menudo muy inclinadas. Dichos depsitos de travertinos se observan, igualmente, cubrien-do a los aluviones del fondo de las pequeas gargantas que bajan desde las lagunas ubicadasal Oeste de Combapata. Tales costras suspendidas encima del ro parecen falladas o bascu-ladas y otras, como la del travertino de Chacamayo, soportan ruinas antiguas.

Por su posicin estos depsitos podran corresponder a una topografa mucho mselevada y antigua perteneciente a lneas de surgimiento de aguas calcreas. En estos casos,los travertinos son parcialmente detrticos con abundantes moldes de plantas y a veces conbrechas de pendientes recementadas por el calcreo.

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ROCAS INTRUSIVAS

En el rea se han identificado masas intrusivas de tipo plutnico e hipabisal, estasltimas se presentan como filones, sills o diques.

Todos los anlisis y estudios petrogrficos han sido realizados en los laboratorios delServicio de Geologa y Minera.

No disponemos de evidencias claras para fijar la edad de estas rocas, pero se supo-ne que su emplazamiento haya ocurrido durante el Terciario, corroborado con lo que se diceque en la Cordillera Occidental llegan hasta el Terciario superior; sin embargo, tambin otrosopinan que, dentro de la Cordillera Oriental, ciertas intrusiones se produjeron en el Permianosuperior y otras en el Paleozoico inferior (granitos hercnicos o caledonianos).

Intrusiones plutnicas

Dentro de este tipo de rocas se han diferenciado las siguientes:

Granodioritas y granitos alcalinos al Noroeste con algunas dioritas accesorias.

Microgranitos y granodioritas al Oeste.

Hay que remarcar, sin embargo, que los macizos periplutnicos estn mucho msesparcidos y su reparticin es notoriamente desordenada.

Zona Noreste de los granitos alcalinos potsicos calco-alcalinos y granodioritas porfirticas.-

Se puede dividir estas intrusiones en dos grupos:

Granitos y granodioritas porfirticas y leuccratoas del cuerpo principal de la intru-sin; y

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Granitos de grano fino de los niveles superiores de la intrusin.

Ninguna de estas intrusiones conforma las cimas de la Cordillera Oriental, pero sealinean en crestas dirigidas hacia la Selva.

Grandes diaclasas, paralelas a la direccin andina, afectan a estos granitos controlan-do el patrn de drenaje.

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