RESUM RE SUMEN EN ..................... ............................................ .............................................. .............................................. .............................................. ................................... ............ 1 INTRODUCCION ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ............................................. ......................3 3 Ubic Ub icac ación ión y ex exten tensi sión ón.................... ........................................... .............................................. .............................................. ................................... ............ 3 Acce Ac cesi sibi bili lida dad d .................... ........................................... .............................................. .............................................. .............................................. ......................... 3 Basee Top Bas opogr ográfi áfica ca ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ....................................... ................ 5 Método de Traba Trabajo jo ...................... ............................................. .............................................. .............................................. .................................... ............. 5 Demo De mogr graf afía ía ....................... .............................................. .............................................. .............................................. .............................................. ......................... 5 Estud Es tudios ios An Anter terior iores es ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ................................... ............ 6 Agra Ag rade deci cimi mien ento toss ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ....................................... ................ 6 GEOGRA GEO GRAFIA FIA ..................... ............................................ .............................................. .............................................. .............................................. ............................... ........ 7 Geom Ge omor orfo folo logí gíaa ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ........................................... ....................7 7 Drena Dre naje je ...................... ............................................. .............................................. .............................................. .............................................. ............................. ...... 10 Clim Cl imaa y Veg eget etac ació ión n .................... ........................................... .............................................. .............................................. ..................................... .............. 10 ESTR ES TRA ATI TIGR GRAF AFIA IA ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ............................................. ...................... 11 Complejo Comp lejo Maje Majes-Co s-Colca lca ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ............................. ...... 13 Grupo Grup o Ong Ongoro oro ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ......................................... ..................15 15 Formac For mación ión Soc Socosa osani ni...................... ............................................. .............................................. .............................................. ................................. .......... 16 Grupo Gru po Yura ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ............................................. ......................17 17 Formac For mación ión Mur Murco co ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ..................................... .............. 20 Forma Fo rmaci ción ón Ar Arcu curq rqui uina na....................... .............................................. .............................................. .............................................. ............................. ...... 21 Formac For mación ión Ser Seraj aj ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ..................................... .............. 22 Forma Fo rmació ción n Hua Huanca nca .................... ........................................... .............................................. .............................................. ..................................... .............. 25 Formac For mación ión Orc Orcopa opampa mpa ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ............................. ...... 28 Formac For mación ión Alp Alpaba abamba mba ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ............................. ...... 30 Form Fo rmac ació ión n Mi Mill llo o .................... ........................................... .............................................. .............................................. ......................................... ..................32 32 Formac For mación ión Sen Sencca cca .................... ........................................... .............................................. .............................................. ..................................... .............. 33 Grupo Grup o Barro Barroso so ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ......................................... ..................35 35 Depósi Dep ósitos tos gla glacia ciares res ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ................................. .......... 38
RESUM RE SUMEN EN ..................... ............................................ .............................................. .............................................. .............................................. ................................... ............ 1 INTRODUCCION ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ............................................. ......................3 3 Ubic Ub icac ación ión y ex exten tensi sión ón.................... ........................................... .............................................. .............................................. ................................... ............ 3 Acce Ac cesi sibi bili lida dad d .................... ........................................... .............................................. .............................................. .............................................. ......................... 3 Basee Top Bas opogr ográfi áfica ca ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ....................................... ................ 5 Método de Traba Trabajo jo ...................... ............................................. .............................................. .............................................. .................................... ............. 5 Demo De mogr graf afía ía ....................... .............................................. .............................................. .............................................. .............................................. ......................... 5 Estud Es tudios ios An Anter terior iores es ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ................................... ............ 6 Agra Ag rade deci cimi mien ento toss ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ....................................... ................ 6 GEOGRA GEO GRAFIA FIA ..................... ............................................ .............................................. .............................................. .............................................. ............................... ........ 7 Geom Ge omor orfo folo logí gíaa ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ........................................... ....................7 7 Drena Dre naje je ...................... ............................................. .............................................. .............................................. .............................................. ............................. ...... 10 Clim Cl imaa y Veg eget etac ació ión n .................... ........................................... .............................................. .............................................. ..................................... .............. 10 ESTR ES TRA ATI TIGR GRAF AFIA IA ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ............................................. ...................... 11 Complejo Comp lejo Maje Majes-Co s-Colca lca ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ............................. ...... 13 Grupo Grup o Ong Ongoro oro ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ......................................... ..................15 15 Formac For mación ión Soc Socosa osani ni...................... ............................................. .............................................. .............................................. ................................. .......... 16 Grupo Gru po Yura ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ............................................. ......................17 17 Formac For mación ión Mur Murco co ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ..................................... .............. 20 Forma Fo rmaci ción ón Ar Arcu curq rqui uina na....................... .............................................. .............................................. .............................................. ............................. ...... 21 Formac For mación ión Ser Seraj aj ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ..................................... .............. 22 Forma Fo rmació ción n Hua Huanca nca .................... ........................................... .............................................. .............................................. ..................................... .............. 25 Formac For mación ión Orc Orcopa opampa mpa ..................... ............................................ .............................................. .............................................. ............................. ...... 28 Formac For mación ión Alp Alpaba abamba mba ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ............................. ...... 30 Form Fo rmac ació ión n Mi Mill llo o .................... ........................................... .............................................. .............................................. ......................................... ..................32 32 Formac For mación ión Sen Sencca cca .................... ........................................... .............................................. .............................................. ..................................... .............. 33 Grupo Grup o Barro Barroso so ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ......................................... ..................35 35 Depósi Dep ósitos tos gla glacia ciares res ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ................................. .......... 38
Depósit Depó sitos os al aluv uvia iale less ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ................................... ............ 39 Depósitos Depó sitos coluv coluviales iales,, suelos suelos resid residuale ualess y trave travertinos rtinos ........ ................ ................ ................ ................ ................ .............. ...... 39 Grupo Gru po And Andahu ahuaa ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ....................................... ................ 40 ROCAS INTRU INTRUSIV SIVAS AS ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ................................... ............ 45 Intru In trusi sion ones es pl plut utón ónic icas as ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ............................... ........ 45 Sector Sect or Occi Occident dental al ..................... ............................................. ............................................... .............................................. ........................... .... 45 Sector Nor Oriental ............. ........................... ........................... ........................... ............................ ........................... ........................... .................... ...... 48 Intrusion Intru siones es Sub volc volcánic ánicas as ........ ................ ................ ................ ................ ................ ................ ................ ................. ................. ................ ........... ... 49 GEOLOG GEO LOGIA IA EST ESTRUC RUCTUR TURAL AL ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ......................... 53 Zonaa de emp Zon emplaza lazamien miento to del Batolito Batolito de la Costa .................... ........................................... ....................................... ................ 53 Zona Zo na Co Comp mprim rimida ida ....................... .............................................. .............................................. .............................................. ................................... ............ 57 Zona de fallam fallamiento iento en bloq bloques ues ....... ................ ................. ................ ................ ................ ................ ................ ................ ................ ............. ..... 59 GEOLOGIA MINE GEOLOGIA MINERA RA .................... ........................................... .............................................. .............................................. ....................................... ................ 63 Depósi Dep ósitos tos met metáli álico coss .................... ........................................... .............................................. .............................................. ................................... ............ 63 Mina Orco Orcopam pampa pa ..................... ............................................. ............................................... .............................................. ........................... .... 63 Mina Santa Santa Rosa ...................... .............................................. ............................................... .............................................. ........................... .... 63 Depósi Dep ósitos tos no met metáli álico coss ....................... ............................................... ............................................... .............................................. ........................... .... 64 GEOLOGIA GEOL OGIA HISTO HISTORICA RICA ...................... ............................................. .............................................. .............................................. ............................... ........ 67 BIBLIO BIB LIOGR GRAF AFIA IA ..................... ............................................ .............................................. .............................................. .............................................. ......................... 71
El área estudiada que corresponde a los cuadrángulos de Huambo y Orcopampa, se encuentra en el noroeste del departamento de Arequipa, entre la depresión preandina y la proximidad de la divisoria continental, abarca una extensión de 6,000 km. Geomorfológicamente, se han reconocido 5 unidades descritas con los siguientes nombres: Frente Occidental de los Andes, Cañón del Majes-Colca, Zona de Volcanes del Barroso, Lomas y Altas Cumbres, Cubeta y Volcanes Andahua. Las rocas más antiguas que afloran en el área corresponden al basamento cristalino, que se denomina Complejo Majes-Colca de edad Precambriana. Sobreyaciendo a estas rocas basales se encuentra el grupo Ongoro. El ciclo andino se inició con una transgresión asociada con actividad volcánica (Formación Chocolate) en el Liásico inferior, cesada la actividad volcánica se produce una marcada subsidencia entre fines del Liásico y el Bajociano medio, depositándose las calizas de la formación Socosani, la ausencia de rocas correspondientes al Bajociano superior Batoniano indica un período de emergencia. Posteriormente, durante el Caloviano se inicia una nueva transgresión cubriendo extensas áreas de la faja costanera, depositándose el Grupo Yura en un mar sujeto a movimientos verticales, y descansa con discordancia erosional sobre las calizas Bajocianas. La transgresión se prolongó hasta comienzos del Neocomiano finalizando esta sedimentación de ambientes litorales. Durante el Neocomiano superior, las áreas emergidas fueron sujetas a condiciones de oxidación, lo que condujo a la acumulación de capas rojas. La Formación Murco se depositó en ambiente marino transgresivo somero, que alcanzó su mayor profundidad durante el Albiano (Formación Arcurquina) que se mantuvo posiblemente hasta el Coniaciano. El prisma sedimentario andino sufrió un levantamiento epirogenético, “Fase Intracretácea”, desarrollándose acumulaciones de ambientes regresivos como las areniscas, rojas con mantos de evaporitas y calizas de la Formación Seraj, hasta que en el intervalo
Cretáceo superior o principios del Paleoceno, toda la pila sedimentaria fue afectada por vigorosos esfuerzos compresivos, tectogénesis denominada “Fase Peruana” que parece estar relacionada con la intrusión batolítica del flanco occidental de los Andes. Posterior a este evento se desarrolló una intensa erosión y acumulación de materiales molásicos que constituyen la Formación Huanca, cuya deposición se habría prolongado hasta el Oligoceno. A fines del Oligoceno o principios del Mioceno ocurrió una segunda etapa de plegamiento, conocida regionalmente como “Fase Incaica”, la cual fue seguida por una emersión general, ocurriendo un intenso volcanismo que dio origen a la Formación Orcopampa equivalente al Grupo Tacaza, asociada a cuerpos hipabisales portadores de soluciones mineralizantes. La actividad magmática continuó hasta fines del Mioceno, época en que la zona fue afectada por un leve plegamiento conocido como “Fase quichuana”. Acontecimiento geológico seguido por un proceso denudatorio, en el que se desarrolló la “Superficie Puna”, sobre la que depositaron sedimentos continentales de la Formación Millo principalmente en la depresión preandina. Luego, se inicia el brusco levantamiento de los Andes con un fallamiento en bloque, originándose una nueva etapa de volcanismo durante el Plioceno que dio lugar a la Formación Sencca y durante el Plio-pleistoceno al Grupo Barroso. En el Pleistoceno superior se inició la etapa de glaciación y posteriormente la deglaciación produce una intensa erosión fluvial con desarrollo y acumulación de depósitos fluvioglaciares de rápidos, gargantas y encañonamiento de ríos, configurándose el sistema de drenaje actual. En el Cuaternario reciente, probablemente como efecto de una tensión regional, se registró en la zona una nueva etapa de desarrollo lávico clastolítico, con formación de los conos volcánicos, integrantes del Grupo Andahua. Estructuralmente la región presente tres zonas principales de deformación. La occidental, o Zona del Emplazamiento del Batolito de la Costa, la central denominada Zona Comprimida y la oriental Zona de Fallamiento en Bloques.
El levantamiento geológico de los cuadrángulos de Huambo y Orcopampa se efectuó como parte del relevamiento de la Carta Geológica Nacional a la escala de 1:100,000 que realizó el ex Servicio de Geología y Minería, hoy INGEMMET. Los resultados obtenidos comprenden conocimientos básicos de la geomorfología, estratigrafía, estructura y consideraciones concernientes a la génesis de los yacimientos minerales que ocurren dentro del área.
La región cubierta por el presente relevamiento geológico se ubica en el Sur del país al noroeste de la ciudad de Arequipa; comprende un área aproximada de 6,000 km delimitada por las coordenadas geográficas siguientes: (Fig. 1) Longitud : 72° 00´ hasta 72° 30´ Oeste Latitud : 15° 00´ hasta 16° 00´ Sur Políticamente, comprende sectores de las provincias de Cailloma, Castilla y Condesuyos, del departamento de Arequipa.
La principal vía de acceso, parte del km 900 de la Carretera Panamericana Sur en el Alto de Sihuas, de esta localidad, continúa una carretera afirmada que conduce al pueblo de Huambo. Esta vía permite acceder a la mitad suroriental del cuadrángulo de Huambo (Fig.1).
Del Alto de Sihuas, parte otra vía asfaltada que ingresa al valle de Majes hasta el puente de Escalerillas, continúa afirmada, afirmada, hasta la hacienda El Castillo y en este lugar se bifurca, un ramal a lo largo del valle Majes ingresa por el río Capiza hasta el pueblo de Machaguay y el otro pasa sucesivamente por Chuquibamba, el volcán Coropuna, Andahua, campamento de la Mina Orcopampa Orcopampa y finalmente llega a la mina Arcata. Arcata. Alternamente se dispone de la vía afirmada Arequipa-Cailloma.
Para el cartografiado del presente estudio se utilizaron las fotografías aéreas tomadas por la Misión Hycon en Julio de 1955. La información geológica se registró registr ó en las hojas fotogramétricas 31-r (Orcopampa) y 32-r (Huambo), preparadas por el Instituto Instit uto Geográfico Nacional.
Los trabajos de campo se realizaron entre Mayo y Diciembre de 1973, con tres campañas de campo y un total de 120 días, durante ellas se contó con la asistencia del ingeniero Oscar La Torre V. En el campo se emplearon los métodos convencionales para el levantamiento levantami ento geológico de tipo regional, con la toma y colocación directa de los datos sobre aerofotografías. Las muestras de rocas seleccionadas fueron estudiadas en el laboratorio de Petrografía y las muestras de fósiles en el Laboratorio de Paleontología, Paleontologí a, de INGEMMET. La supervisión de gabinete, corrección de mapas, texto e ilustraciones, fue realizada por S. Mendívil.
La extrema aridez de los sectores meridionales meridional es y la topografía abrupta y alta, ha dado lugar a que los cerros poblados estén restringidos a lugares estrechos, con medios mínimos para la supervivencia y desarrollo. Los poblados de Uñón, Ayo, Andahua, Chachas, Choco, Llanca y Huambo son centros agrícolas de la l a región, de los cuales, cual es, Ayo Ayo y Choco son los de mayor importancia i mportancia por el desarrollo de la fruticultura, fruticult ura, los restantes, se dedican al cultivo en pequeña escala de productos de panllevar.
En el valle Orcopampa, los poblados más importantes son Chicaimarca y Orcopampa, le siguen en importancia, aunque bastante rezagados, Chapacoco, Huancarama, Huilluco, Tintaymarca, Misahuanca y Panahua. En estos poblados los habitantes sólo se dedican al pastoreo de ovinos y auquénidos, y un pequeño porcentaje participa en los trabajos mineros de la Mina Orcopampa.
A excepción de los planos elaborados mediante fotointerpretación fotointerpret ación (inéditos), no se dispone de estudios integrales de los cuadrángulos de Huambo y Orcopampa, sólo se cuenta con informes que discuten aspectos específicos del área. De estos, destaca el publicado por la ONERN: “Inventario, Evaluación Evaluación y Uso Racional de los Recursos Naturales de la Costa”. Cuenca del río Camaná-Majes” (1973). Vol I y II. Existen estudios reservados reser vados hechos por compañías mineras en áreas pequeñas y tesis universitarias universitari as que permanecen inéditas.
El autor agradece a las autoridades del exServicio de Geología y Minería Minerí a por haber confiado y prestado los requerimientos necesarios para cumplir cumpli r el cometido. Un especial reconocimiento a los ingenieros S. Mendívil Mendívi l y E. Olchauski por las sugerencias y críticas aportadas para el buen desarrollo de los trabajos. t rabajos. A los geólogos Mario Arenas y G. Valdéz Valdéz de la Cía. Minera Buenaventura; al Ing. Luis Palacios, Superintendente Superintend ente de la Mina Orcopampa y a los funcionarios de la Mina Arcata S.A., se les agradece por las informaciones, hospitalidad y facilidades que brindaron durante la ejecución de los trabajos en sus áreas operativas. Finalmente, mi reconocimiento r econocimiento al Ing. O. O . La Torre V. que colaboró eficientemente eficient emente en los trabajos de campo.
La región estudiada presenta relieve bastante accidentado, desde su límite occidental parte final de la planicie costera, hasta las proximidades de la divisoria continental límit e oriental del área, dentro de estos límites las cotas varían entre 800 y 5,300 m.s.n.m. en la región se ha diferenciado cinco unidades geomorfológicas, Frente Fr ente Occidental de los Andes, Cañón del Majes-Colca, Majes-Col ca, Zona de Volcanes Volcanes del Barroso, Barr oso, Lomas y Altas Cumbres, Cumbr es, Cubeta y Volcane olcaness Andahua (Fig. (F ig. 2).
Frente Occidental de los Andes.- Se reconoce con este nombre a la unidad que con dirección NO-SE corre adyacente a la peneplanicie costera dando un cambio notable al perfil fisiográfico. Geológicamen Geológicamente te el sector Norte del área está constituido por rocas intrusivas del Cretáceo tardío o principios del Cenozoico, y al sureste del río Majes por unidades del Basamento Cratónico. Desde el punto de vista estructural debe tratarse de un juego de fallas que levantó ambas unidades (horst) entre entr e dos macizos descendidos, el occidental con sedimentos cenozoicos y cuaternarios cuaternarios y, y, el oriental con unidades mesozoicas. mesozoicas. Es factible que el macizo plutónico se haya emplazado controlado por fallas profundas prof undas que limitan la unidad en referencia.
Cañón del Majes-Colca.- Esta unidad se refiere al gran cañón labrado labr ado por el río Colca. La unidad penetra al cuadrángulo de Huambo Huambo por el sector medio del cuadrante nororiental, atraviesa al cuadrángulo con dirección NE-SO y se une con el río Capiza a la altura de Andamayo para formar el río Majes. La importancia del Cañón del Colca como unidad morfológica es la prominente configuración del del valle que ha labrado. El cañón alcanza 1,500 m. de profundidad en la localidad de Choco, con ancho a nivel del lecho del río de 100-150 m., cabe mencionar que las capas del Grupo Barroso (descrito más adelante) que conforman los niveles superiores del cañón dan la impresión de ser terrazas colgadas. Se debe resaltar que a la altura de Andamayo, la erosión para alcanzar el nivel del lecho del río actual ha sido de 3,000 m.
Zona de Volcanes del Barroso.- En el sector agreste, situada al NNE del cuadrángulo de Orcopampa, se encuentran aparatos volcánicos del Grupo Barroso en proceso de destrucción. El conjunto conforma altas cumbres, cuyas formas originales fueron modificadas por glaciares que descendieron de las cumbres en forma radial. De estos aparatos volcánicos, los más importantes son el cerro Antapuna constituido por volcanes alineados en dirección N 70° O, al sureste de Antapuna se encuentran los cerros Sani y Chuquihua dentro del mismo alineamiento, constituidos también por aparatos volcánicos. En la esquina noreste del cuadrángulo de Orcopampa la franja de la divisoria continental se encuentra cubierta mayormente por flujos volcánicos del Grupo Barroso y se tienen los volcanes Mauras y Cajchaya alineados con el nevado Huajrahuiri del cuadrángulo de Cayarani.
Lomas y Altas Cumbres.- Se ubican en la zona central y suroriental del área; conforman una topografía accidentada de mayores elevaciones que la anterior, las alturas van de 4,500 a 5,300 m.s.n.m. Geológicamente están compuestas, mayormente por rocas del Mioceno e hipabisales, la topografía destaca en alturas por la resistencia que han ofrecido las rocas a la denudación y desgaste. Los macizos más prominentes conforman los cerros Yencca y Jollpa en el sector suroccidental y las altas cumbres de Jallhua, Cerani y Chinchón en el lado nororiental. En el sector comprendido entre las cumbres de Torurunca y alrededores de Huambo, ciertas partes de esta unidad, presentan superficies onduladas labradas sobre rocas sedimentarias.
Cubeta y volcanes Andahua.- Esta unidad presenta una morfología muy peculiar. Consiste en una depresión tectónica alargada en dirección N 30 O, en ella se encuentran conos volcánicos de reciente formación dispuestos en línea, lo que otorga el paisaje un aspecto especial e interesante desde el punto de vista científico y turístico. El desarrollo de la depresión, tiene origen tectónico, resultado de una tensión regional ocurrida durante el Cuaternario reciente. Este fenómeno provocó un fallamiento gravitacional y separación de bloques, limitados por fallas pre-existentes aparentemente estables que condujeron a un activo vulcanismo, a lo largo de la depresión, al cual se considera como última manifiestación del magmatismo andino.
El drenaje del área se efectúa, mayormente, a través del río Colca, que fluye en dirección S 45 O, atraviesa el cuadrángulo de Orcopampa y labra su cauce mayormente en unidades sedimentarias mesozoicas. La cuenca colectoral del río Colca se halla en la región del altiplano, por lo que su extensión es notable. El principal tributario, por el flanco Norte, es el río Andahua que tiene su naciente en lagunas de origen glaciar en la divisoria continental, desarrolla un largo recorrido en dirección N-S cubierto por el Grupo Andahua y vuelve a aflorar cerca de Ayo; otro tributario importante es el río Molloco que nace en las lagunas Machucocha, Asoca y Llaygua. Los tributarios por el flanco Sur son de escasos recursos; el aporte de la mayoría de quebradas es mínimo y durante pocos meses del año. Es importante el río Huambo que nace de bofedales al Sur de la laguna Mucurca, donde se le conoce con el nombre de quebrada San Sin. El río Capiza es otro tributario significativo pues recoge las aguas de los deshielos del Coropuna y zonas de bofedales. A lo largo de su curso toma diferentes nombres, hasta la localidad de Capiza, en su confluencia con el Colca, donde cambia a un rumbo N-S para formar el río Majes. Finalmente, el sector suroriental del cuadrángulo de Huambo está drenado por el río Lluta que desde sus nacientes es conocido con nombres locales como Tarucani, Seraj, y ulteriormente Lluta, Este, es un colector de numerosos tributarios, los más importantes son el Huasamayo, Tingo, Jaraunco y Tintayquisma.
El clima del frente occidental de los Andes es árido y seco, típico de la región costanera del país, que da lugar a zonas desprovistas de vegetación, salvo algunas cactáceas y arbustos temporales que se desarrollan con ocasionales precipitaciones o cuando existen condiciones húmedas necesarias. En el resto del área se tiene el clima característico de la región cordillerana; precipitaciones intensas en el invierno y sequía en el verano. La vegetación se reduce al “ichu”, yareta y aislados quenuales en las nacientes de las quebradas.
En el área comprendida en los cuadrángulos de Orcopampa y Huambo, se exponen unidades litológicas, ígneas y metamórficas, con una cronología que varía desde el Precambriano hasta el Cuaternario reciente (Fig. 3). A la unidad estratigráfica más antigua se le denomina Complejo Majes-Colca, constituido por rocas de metamorfismo regional profundo como gneises dioríticos-tonalíticos y anfibolitas que en conjunto se consideran de edad Precambriana. Sobre dicho complejo, descansan pizarras y esquistos de bajo grado de metamorfismo considerados como Grupo Ongoro, cuya edad tentativa es Paleozoico inferior. Se desconoce la presencia de unidades litológicas correspondientes al Paleozoico superior, Triásico y Jurásico inferior. Las formaciones jurásicas y cretáceas en su mayoría son de ambientes marinos, la más antigua es la Formación Socosani del Bajociano medio seguida por el Grupo Yura, con unidades que tienen un rango vertical que va desde el Caloviano hasta el Neocomiano inferior. Luego se depositó la Formación Murco de edad Neocomiano superior-Aptiano en un ambiente de aguas epicontinentales. Posteriormente se produjeron acumulaciones sedimentarias calcáreas de la Formación Arcurquina del Albiano inferior a medio y finalmente, en una fase todavía intracretácea, se depositaron sedimentos evaporíticos rojos de la Formación Seraj, probablemente entre el Albiano superior hasta el Cenomaniano. A las unidades terciarias, por carecer de evidencias paleontológicas, no se les ha podido asignar una edad precisa, sino relativa, por comparación litológica y similitud de posición estratigráfica con otras unidades de la región. En discordancia angular sobre el Mesozoico descansa la Formación Huanca, de posible edad Terciario inferior y sobre ésta con igual relación, las formaciones Orcopampa y Alpabamba con edades K-Ar que indican MiocenoPlioceno inferior. La Formación Millo del Plioceno inferior-medio, pasa al cuadrángulo de Huambo superpuesta por la Formación Sencca del Plioceno medio a superior.
A fines del Plioceno y con mayor posibilidad en el Pleistoceno depositó al Grupo Barroso y en el Cuaternario reciente, se acumularon materiales aluviales, glaciares y fluvioglaciares, interrumpidos por una época de tensión regional, que originó actividad volcánica en esta parte de los andes desarrollándose conos y cubiertas volcánicas, como resultado de este evento se configuró el Grupo Andahua. Finalmente en tiempos muy recientes, se han acumulado materiales fluviales, aluviales y cenizas en depósitos de extensiones limitadas.
E. Bellido y S. Narváez (1960) describen con la denominación de Complejo Basal de la Costa y a un conjunto de rocas metamórficas, que afloran mayormente a lo largo de la Cordillera de la Costa, del Sur del país. Buenas exposiciones de estas rocas se han reconocido en el sector nororiental del cuadrángulo de Huambo, a lo largo del cañón labrado por el río Colca. Otras exposiciones se ubican en el borde suroccidental del mismo cuadrángulo, en las nacientes del río Majes. Se ha preferido usar el nombre de Complejo Majes-Colca por cuanto estas rocas, no tienen relación directa con las rocas del Complejo Basal de la Costa. Unidades de esta naturaleza son correlacionables con las rocas del Cratón Brasilero, tienen amplia distribución en el macizo cordillerano, donde infrayacen a rocas de edad mesozoicacenozoica; consecuentemente, las unidades basales del edificio andino está constituido mayormente por el Complejo Majes-Colca. Morfológicamente en el sector suroccidental del área, las rocas del Complejo son parte integrante del Macizo de Arequipa, donde se asocian al Batolito de la Costa conformando el Frente Occidental de los Andes. La composición mineralógica de los gneises varía de un lugar a otro, probablemente por la relación con las rocas originales de su procedencia. Los gneises que afloran en las parte saltas de Andamayo son diorítico-tonalíticos, con bandas claras cuarzo-feldespáticas, que alternan con bandas oscuras, constituidas por minerales máficos mayormente, biotitasericita. Estas rocas presentan los efectos de un intenso plegamiento sintectónico. Las rocas metamórficas que se exponen en el sector de Huatiapa y quebrada Santa Rosa, presentan similar composición a los gneises descritos líneas arriba, diferenciándose por la presencia de franjas rosadas en su masa, franjas que proceden de un gneis granítico, de grano grueso. En este sector, los gneises se encuentran cubiertos discordantemente por metasedimentos del Grupo Ongoro. Estas unidades litológicas se extienden hacia el cuadrángulo de Chuquibamba, donde gradan a anfibolitas de grano medio a fino y están asociadas a metatonalitas y migmatitas. En las cumbres del Timar a manera de techos colgantes, se exponen gneises dioríticotonalíticos, sobrecabalgando a la Formación Socosani e intruídos por dioritas del Batolito de la Costa.
La presencia del complejo metamórfico a lo largo del cañón del río Colca y en los alrededores del pueblo de Choco, lugares próximos al eje de la Cordillera de los Andes, hace presumir que se trata de un macizo que se mantuvo emergido en las primeras etapas del ciclo de sedimentación andina, probablemente a manera de un intrageanticlinal, lo que explica también la ausencia de este sector de las unidades del Grupo Ongoro y de la Formación Socosani, que permiten al Grupo Yura yacer directamente sobre los gneises del valle del Colca. El gneis expuesto en el sector Choco-río Colca es un ortogneis granítico gris verde con grandes ojos de material cuarzo-feldespático (augen gneis), rodeados por hilillos y fran jas oscuras de biotita cloritizada. En Ajpi los gneis están cubiertos por derrames del Grupo Barroso y un poco más al noreste, por unidades del Grupo Andahua, se les encuentra también intruídos por un granito rosado compuesto predominantemente por ortosa rosada, poca plagioclasa y cuarzo, abundante biotita y escasos cristales de hornblenda. Intrusivo que por su naturaleza alcalina, se le considera parte integrante del complejo metamórfico, y a la vez tiene marcada diferencia con un leucogranito que intruye a ambas unidades.
Edad y Correlación.- Las unidades del Complejo Majes-Colca son las más antiguas de la región encontrándose cubiertas por metasedimentos y metavolcánicos del Grupo Ongoro de probable edad Paleozoico inferior. J. Guizado (1968) menciona sobre gneises del Complejo Basal, a la Formación Torán de edad devoniana, cuya unidad conocida es la más antigua depositada directamente sobre los gneises. Por otro lado, una muestra del gneis de Mollendo y otra de Marcona fueron datados en Inglaterra por el método Rb/Sr con 2,000 m.a. (J. Cobbing, comunicación personal). Otras muestras de la segunda localidad datadas por el mismo método en el Instituto de Geocronología y Geología Isotópica de la Argentina (J. Caldas, 1976) han dado 1424 70 m.a. y 1307 65 m.a. para los gneises, 809 40 m.a. y 970 45 m.a. para un granito y anfibolita respectivamente y finalmente 631 30 m.a. 681 30 m.a. y 540 27 m.a. para un granito milonítico (augen gneises). Estas cifras indicarían diferentes procesos tectónico-metamórficos. Por las consideraciones expuestas, se presume, que los gneises del Complejo MajesColca pertenecen al Precambriano antiguo y se les correlaciona con unidades del Complejo Basal de la Costa y del Complejo del Marañón, que en conjunto son partes integrantes del Escudo Brasilero y su separación se debe a procesos tectónicos y ciclos de vulcanismo y sedimentación a través del Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico
Se introduce esta denominación para una serie metamórfica que aparentemente sobreyace con discordancia a los gneises y anfibolitas del Complejo Majes. Los contactos mayormente corresponden a fallas gravitacionales, considerándose posterior al Grupo Ongoro por la naturaleza del metamorfismo, y por el grado de recristalización que es diferente para ambos conjuntos. En el Grupo Ongoro por litología se han diferenciado 2 miembros principales : El miembro inferior está compuesto por metasedimentos, consistentes en esquistos biotíticos y sericíticos que alternan con hornfels gris oscuros, provenientes de metavolcánicos andesíticos, y de dacitas porfiríticas, de grano fino, intrusionadas en lit-par-lit por un granito rojo de grano grueso. Entre los hornfels oscuros destacan lentes delgados de caliza en parte marmolizadas y otras silicificadas. Este miembro se extiende desde la localidad de Orcopampa y la Hacienda Buenos Aires, lugar donde conforma un pequeño anticlinal cubierto discordantemente por el miembro superior. Los niveles inferiores de la unidad están constituidos por hornfels provenientes de rocas calcáreas areniscosas que se presentan en capas lustrosas, alternando con lechos de chert y lutitas pizarrosas. En la margen opuesta del río Majes cerca de la hacienda Huatiapa, ocurre otro afloramiento de estas rocas en contacto fallado con gneises dioríticos-tonalíticos y cubierto por el miembro superior. La litología consiste en interposiciones de: hornfels andesíticos oscuros de grano fino con presencia de feldespatos ligeramente orientados según los planos de esquistosidad, y pizarras manchadas (textura maculosa), con desarrollos incipientes de plagioclasas. El miembro superior presenta litología monótona y tiene mayor propagación areal, cubre una franja de dirección N 50° O, paralela al Batolito de la Costa. En la margen oriental del río Majes, forma un sinclinal de tendencia andina, hacia el Norte un anticlinal y un sinclinal, y hacia el cerro Ongoro y cerro Huatiapa termina contra la diorita y tonalita del batolito. Litológicamente consiste en alternancias de esquistos claros, constituidos por cuarzo, feldespato de color gris-platinado, que presenta dos fases de esquistosidad que se cruza en ángulo de 45°. Los minerales esenciales son plagioclasas y cuarzo, los secundarios consisten en calcita, limonita, hematita, sericita, hidromuscovita, arcillas y flogopita. Entre los
feldespatos existen relictos de plagioclasa en cantidades apreciables, las microfracturas están rellenadas con calcita, y flogopita alineada según la foliación de la roca. Las bandas oscuras consisten en pizarras grises, y las claras están compuestas por plagioclasa y cuarzo. El miembro superior en la margen occidental del mismo valle, en la quebrada de Ongoro, yace discordantemente sobre el miembro inferior, y consiste en pizarras negras que meteorizan a tonalidades blanquecinas, originando suelos de esta tonalidad. Las pizarras intercalan con capas delgadas de calizas concrecionales, de color amarillentas. Las calizas están ligeramente marmolitizadas y contienen en su masa, minerales de pirita con reemplazamiento de limonita. Entre la hacienda Buenos Aires y la quebrada San Francisco, las pizarras gradan a un esquisto sericítico gris claro, de bajo grado de metamorfismo, con planos de foliación manchados de limonita, intercaladas con meta-areniscas y limos muy finos. Los niveles superiores consisten en pizarras negras en paquetes potentes, endurecidas por la intrusión batolítica, y en el contacto con la diorita, termina con un conglomerado metamorfizado que contiene clastos de esta serie. La presencia de una discordancia entre el miembro inferior y superior, y el horizonte de conglomerado con clastos provenientes de pizarras y hornfels sugiere que el Grupo Ongoro contiene unidades afectadas por varias fases de plegamiento y ciclos de sedimentación.
Edad y Correlación.- La falta de evidencias paleontológicas no permite datar al Grupo Ongoro, sin embargo, la similitud litológica entre el miembro superior de este grupo, con las formaciones ordovicianas de Huacar-Cochachincha del valle de Chapihuaranga, tentativamente le otorga una edad Paleozoico inferior, y en atención a la discordancia indicada lineas arriba, se asume que el inferior de Ongoro podría alcanzar al Precambriano superior, edad asignada también a las formaciones Chiquerío, San Juan y Marcona J. Caldas (1978).
La denominación corresponde a W. Jenks (1948) y posteriormente la han descrito V. Benavides (1962) y L. Vargas (1970). Buenas exposiciones de la Formación Socosani se encuentran en el sector meridional del cuadrángulo de Huambo, en el área comprendida entre la estancia de Tajarqui y la quebrada Huacani Grande, la sección se presenta a lo largo de una franja de orientación N 45°
O. El borde sureste, del afloramiento está cortado por la diorita y andesita del Batolito de la Costa. En la región investigada la unidad comprende un paquete de más o menos 300 m. de grosor moderadamente plegado, termina hacia el techo cubierto por el Grupo Yura con discordancia erosional, evidenciada por la variable potencia de la formación a través de su extensión. Litológicamente, los niveles superiores de la formación están constituidos por calizas margosas en capas delgadas, de color gris beige, que alternan con calizas bituminosas nodulares de color gris oscuras. Además es frecuente dentro de la unidad, la presencia de horizontes con coquinas de lamelibranquios bien conservados. En la cabecera de la quebrada Huacani Grande, los niveles inferiores, consisten de calizas bituminosas de grano medio en capas delgadas, con intercalaciones de lutitas bituminosas sumamente fisibles. La unidad contiene nódulos de calizas muy fétidos con ammonites bien conservados, además presenta fracturas rellenadas por calcita. En el cerro Timar la caliza está sobrecabalgada por el gneis del Complejo MajesColca, y en la región de Arequipa la caliza cabalga en las rocas intrusivas del Batolito de la Costa, L. Vargas (1970).
Edad y Correlación.- En la sección típica, V. Benavides (1962), le asigna a la Formación Socosani un rango comprendido entre el Toarciano superior y el Bajociano medio. En el área estudiada, se han encontrado fósiles de los géneros Harpoceras Subplanatum, Harpoceras cf. H. radians (gramoceras) y Posidonia cf. P. Alpina, que confirman la edad comprendida entre el Liásico superior y el Dogger. La Formación Socosani del cuadrángulo de Huambo se correlaciona con sus similares del Sur del Perú y en parte con la Formación Pelado (J. Wilson y W. García, 1962). Así mismo es equivalente a las formaciones Chunumayo (Bajociano medio), Cercapuquio (Bajociano inferior-Aaleniano inferior) y Condorsinga (Sinemuriano superior-Toarciano superior), descritas en el centro del país por F. Megard (1968).
Nombre asignado por J. Wilson (1962), inicialmente fue designda como formación por W. Jenks (1948), y posteriormente por V. Benavides (1962), quien distinguió cinco miembros, dentro de dicha formación: Puente, Cachíos, Labra, Gramadal y Hualhuani. Afloramientos de esta unidad, tienen amplia propagación en el cuadrángulo de Huambo, principalmente a lo largo del cañón del río Colca, igualmente, desde la laguna Mucurca, la
unidad se propaga a través del valle de Ayo, para continuar en el cuadrángulo de Orcopampa conformando los flancos del valle de Andahua – Orcopampa y terminar cubierto por derrames del Grupo Tacaza en las proximidades de Chilcaimarca y la estancia de Sora. La base de la unidad, solamente se ha reconocido en el cerro Tururunca, donde yace con discordancia erosional a la Formación Socosani, y conforma un homoclinal con eje orientado NO-SE con buzamiento hacia el noreste. En esta localidad la unidad tiene un grosor de 3,000 m. aproximadamente, antes de terminar contra la Formación Murco a consecuencia de una falla normal. Las formaciones Puente, Cachíos y Labra son mayormente de naturaleza arenolimosa. La Formación Puente, consiste en un paquete de areniscas de tonos amarillentos que varían a tintes verduscos, interpuestos en capas delgadas de lutitas carbonosas oscuras, con grosor total aproximado de 600 m. La Formación Cachíos, de igual grosor que la anterior, destaca por su tonalidad gris oscura y uniformidad litológica, está constituida por lutitas que intercalan con capas delgadas de areniscas y limolitas de tonalidades beiges, con variaciones de coloraciones en el valle del Capiza donde gradan a blanquecinas; esta unidad presenta nódulos areniscosos brunáceos con ammonites mal conservados. La Formación Labra, es más competente que las anteriores, en general consiste de areniscas gris claras, con variaciones a tonalidades rosadas, que meteorizan con tintes amarillentos. Los bancos de areniscas en los niveles superiores están interestratificados con paquetes de limolitas grises a brunáceas; que en los niveles inferiores consisten de lutit as carbonosas con restos de flora mal conservada. Esta unidad fuera del área, en el cuadrángulo de Chuquibamba, en las proximidades de la hacienda El Castillo tiene un grosor aproximado de 1,200 m. sin embargo en el cerro Labra la sección tiene un grosor de 807 m. (V. Benavides 1962). La Formación Gramadal, se caracteriza por su naturaleza predominantemente calcárea y condiciones arrecifales, que contrastan con las formaciones Labra y Hualhuani entre las cuales se encuentra. Se compone de calizas gris brunáceas en bancos medianos alternados con lutitas violáceas de ocurrencia limitada. Los horizontes calcáreos contienen abundantes restos de gasterópodos, corales y ammonites mal conservados. Subyace a potentes bancos de areniscas cuarcíticas de la Formación Hualhuani. Tiene 120 m. de grosor. La Formación Hualhuani, es la unidad más competente del Grupo Yura, consiste en capas gruesas de areniscas cuarzosas que por efectos de erosión diferencial constituyen farallones espectaculares. Litológicamente, se compone de areniscas blancas de grano fino
a medio en capas gruesas, que meteorizan a tonalidades amarillentas o rojizas. Presentan estratificación cruzada muy conspicua y marcas de oleaje, indicadores de un ambiente de mar somero y agitado. Hacia los niveles superiores el grano se torna grueso, alternado con microconglomerados hacia el techo. También, son frecuentes bancos de areniscas cuarcíticas grises con restos de flora no diagnosticable. Aunque en la sección típica registra grosor de 50-60 m. V. Benavides (1962), en la región estudiada es más gruesa, estimándose en 200 m. La litología y el contenido fosilífero de este grupo corresponde a un ambiente marino poco profundo y próximo a áreas emergidas. Las formaciones Puente, Cachíos y Labra se han depositado en un mar bastante oscilante. La Formación Gramadal indica un cambio a un ambiente calcáreo en un mar arrecifal la Formación Hualhuani revela cierta emersión, cuya limpieza de sus elementos, selección, madurez y la frecuencia de marcas de oleaje acompañados con estratificación cruzada, muestran vigorosa acumulación en condiciones playeras y agitada.
Edad y correlación.- Se desconoce la edad del Grupo Yura y resulta aún más difícil obtener la edad exacta de cada una de las formaciones. Los niveles inferiores de la Formación Puente queda comprendida entre el Caloviano inferior a medio, indicando por la Reineckia y Macrocephalites V. Benavides (1962). Los niveles superiores corresponden al Oxfordiano por los Perysphinctidos encontrados en estos niveles. Se le correlaciona con las formaciones Ataspaca y Guaneros del Sur del país. En la Formación Cachíos que aflora en la quebrada Capiza se hallaron Perysphinctes mal conservados que permiten situarla en el Oxfordiano inferior. Las formaciones Puente y Cachíos se correlacionan con la Formación Río Grande. La Formación Labra contiene abundantes restos de tallos mal conservados y ammonites poco diagnósticos, pero en la quebrada Tapaya (Nahuira) se encontró, en la sección intermedia de la formación, la Berriasella sp. por lo que la sitúa en el Titoniano-Berriasiano, relacionándosele con la fauna encontrada por W. García (1968), consistente de los géneros Berriasella cf. b. chillonesis, Berriasella sb. Y Parahoplites sp. que marcan este rango. La Formación Gramadal contiene abundante cantidad de fósiles, agrupados en colonias y su análisis determina gasterópodos y corales poco diagnosticables por su mal estado de conservación. La Astrocoeria encontrada por (V. Benavides 1962), la ubicaría entre el Kimmeridgiano y probablemente llegue hasta el Neocomiano L. Vargas (1970).
Finalmente la Formación Hualhuani sólo contiene restos de tallos mal conservados, asumiéndose edad Cretácea inferior. Se le correlaciona con la Formación Chimú del Norte del país y el Grupo Morro Solar de Lima.
La Formación Murco fue definida por W. Jenks (1948) y V. Benavides (1962) midió un grosor de 297 m. Dentro del área investigada sus afloramientos ocurren a lo largo de una franja NOSE en el cuadrángulo de Huambo, y con limitada extensión en el sector suroccidental del cuadrángulo de Orcopampa, afloramientos de menor extensión ocurren al Sur de Hujuyo (río Sillque). El grosor se estima sobrepasa los 300 metros, que conforman gruesos paquetes entre las formaciones Hualhuani y Arcurquina a consecuencias del plegamiento disarmónico desarrollado en la unidad por su comportamiento plástico. La Formación Murco tiene tres miembros diferenciados por su litología. Buenas exposiciones de la formación se han reconocido en el río Capiza. El miembro inferior muestra concordancia con la formación infrayacente a lo largo de sus exposiciones ubicadas en el borde occidental del área en estudio, sin embargo, en l a localidad de Uñón (Santuario), sobre las areniscas de la Formación Hualhuani, sobreyace en concordancia, un paquete de calizas nodulares gris oscuras, sin contenido paleontológico, el tope de estas calizas marca el inicio de las capas rojas de Murco. Los calcáreos evidenciarían una extensión lenticular de las calizas Santa del Norte y Centro del país. En el río Capiza sobre areniscas feldespáticas marrones y de tonos aceitunados, con un espesor de 100 m., se presenta la interposición de tres bancos de areniscas blancas de grano grueso a medio con marcas de oleaje, que se parten en grandes lajas y forman crestas por erosión diferencial. El miembro medio se compone de grauvacas de tintes violáceas, en capas de un metro de espesor, interpuestas con areniscas conglomerádicas mayormente de tonos grises verdosos. Hacia arriba pasan a capas delgadas de areniscas de grano fino color rojo ladrillo, conformando en total un grosor de 120 m. La presencia de grauvacas con características litológicas similares a las unidades pertenecientes a la Formación Copara del cuadrángulo de Acarí, J. Caldas (1976) permiten asumir que estas formaciones podrían tener cambios laterales recíprocos que han sido absorbidos por la intrusión batolítica. Finalmente el miembro superior lo constituye un paquete de 80-90 m. de espesor, compuesto de abajo a arriba, por areniscas grises de estratificación cruzada, que pasan a limolitas y lutitas rojas a violáceas que alternan con bancos de yeso de aspecto sacaroideo con espesores que alcanzan hasta 2 m. Hacia los niveles superiores, se hacen más delgadas
las capas de limolitas para pasar a bancos de calizas margosas con tonos beiges, que marcan la transición a la Formación Arcurquina. En el área de Huambo en las faldas del Cerro Ajo Orjo, el miembro superior se compone de interposiciones de areniscas de tonos aceitunados con limolitas verdes, capas de areniscas calcáreas y margas coquiníferas de Crassatella sp. El hallazgo de fósiles es significativo, por cuanto a la fecha no se tenía conocimiento de la existencia de restos paleontológicos en los terrenos de esta formación. La Formación Murco se ha depositado en un mar somero y amplio, próximo a áreas emergidas, evidenciando por la presencia de marcas de oleaje y estratificación cruzada. Además la predominancia de sedimentos rojos se relaciona con cambios climáticos significativos, sujetos a condiciones de oxidación y producción de materiales lateríticos que fueron acarreados para dar lugar a la Formación Murco. La franja emergida, probablemente, estuvo hacia el Este del área.
Edad y Correlación.- La Formación Murco sobreyace a la Formación Hualhuani considerada del Neocomiano inferior, e infrayace a la Formación Arcurquina que marca al Albiano inferior. El hallazgo de Crassatella sp. indica una edad Cretáceo inferior, que comprende el Neocomiano superior, probablemente al Aptiano y límite inferior del Albiano, considerando que este género, ha sido hallado en el cuadrángulo de Lurín (Lima) dentro de la Formación Pamplona (O. Palacios, comunicación personal), se le asigna igual cronología para el espécimen paleontológico. A la Formación Murco se le correlaciona, con las formaciones Pamplona de Lima, las formaciones Carhuaz y Farrat del Norte y centro del país, con la Formación Huancané del Altiplano y con la Formación Copara de Acarí-Nazca.
La denominación corresponde a W. Jenks (1948), y posteriormente V. Benavides (1962) la estudió en detalle en la zona de Arequipa. La Formación Arcurquina tiene gran propagación dentro del área estudiada, se presenta en el ángulo sureste del cuadrángulo de Huambo y se distribuye a lo largo de una franja NO-SE asociada a la Formación Murco que la infrayace concordantemente. En el cuadrángulo de Orcopampa sector meridional ocurren afloramientos dispersos, en la margen occidental del río Ocoruro, en las proximidades de Panahua y hacia el Este. La Formación Arcurquina infrayace a la formación Orcopampa, en las márgenes del río Molloco, Sanijollota y Sillque. Litológicamente en la Formación Arcurquina se pueden distinguir dos miembros. El miembro inferior consiste en calizas margosas gris azuladas, en capas delgadas con intercalaciones de arenisca calcáreas amarillentas y escasos nódulos de chert, que en conjunto constituyen un paquete de aproximadamente 100 m. de grosor. El límite con la Formación
Murco es variable de un sector a otro, en las partes bajas del cerro Mamas (límite con el cuadrángulo de Chuquibamba), sobre las unidades yesíferas del miembro superior de la Formación Murco, se expone un paquete de 80 m. de areniscas blancas y limpias de aspecto sacaroideo que marcan el límite de ambas formaciones y en Sora (cuadrángulo de Orcopampa), el contacto es gradacional, las areniscas rojas con capas de yeso alternan en la zona de contacto con capas calcáreas. El espesor del miembro inferior se estima en 200 m. El miembro superior es más competente y consiste de calizas gris azuladas muy brechoides con abundantes manchas amarillas y rosadas, en capas de uno a dos metros de grosor, bastante fosilíferas, principalmente con equinoideos y ammonites. Estas calizas están asociadas con abundantes nódulos de chert de colores mayormente negros, marrones o beiges (litología semejante a las calizas Chúlec del centro del Perú). Los niveles superiores mantienen la naturaleza brechosa con disminución del contenido de nódulos de chert. Se estima un grosor de 500 m. para el miembro superior. En la quebrada Tintayquisma el tope de la formación está compuesto por calizas brechosas grises muy replegadas, conteniendo Knemiceras. Terminan cubiertas, por la Formación Hualhuani en contacto anormal.
Edad y correlación.- La fauna encontrada por V. Benavides (1962) comprende los siguientes géneros: Exogira minos. Tetragrama malbossi, (Agassiz), y Holectypus (Caenholectypus) que marcan el Aptiano y probablemente Albiano-medio. En la parte superior de la formación es común la presencia de Ostrea Syphax, Phymosona, Texanum, Exogyra cf. E. Arietina y Pecten sp. asociadas a Knemiceras, que inician la parte baja del Albiano mediio. A la Formación Arcurquina se le correlaciona, en parte, con la Formación Chúlec del Norte y Centro del país, con la Formación Atocongo de Lima y con las calizas Ayabacas del Grupo Moho. Es equivalente, aunque parcialmente, al Grupo Casma y las calizas albianas de Nazca y Palpa.
La Formación Seraj fue propuesta por J. Hosttas (1967) y L. Manrique (1970) estableció su estratigrafía y datación. Los afloramientos reconocidos en el área están restringidos al sector sureste del cuadrángulo de Huambo, representados a lo largo de tres franjas longitudinales NO-SE. La septentrional se halla entre la mina Pucahuayro y las cabeceras del río Seraj, la central entre la hacienda Jarán y Chilcayoc y la última meridional, se encuentran comprendida entre los cerros Pichil y el río La Mina. Un pequeño remanente de esta formación se expone en las
cabeceras de las quebradas Soporo, constituyendo el afloramiento mas septentrional, cubierto discordantemente por derrames del Grupo Tacaza. Superyace con discordancia erosional a la Formación Arcurquina e infrayace con aparente discordancia angular a la Formación Huanca. La deposición de las calizas Arcurquina terminó debido a un mar regresivo (capas de sal y yeso), que paulatinamente fue cambiando a ambientes continentales. Las secciones superiores de la Formación Celendín del centro del Perú gradan a la Formación Casapalca F. Megard (1968), lo cual indica que la primera fase de la Orogenia Andina “Fase Intracretácea”, se inició con un levantamiento epirogénico en el Sur, que dio lugar a una acumulación de capas rojas antes que en el Norte y Centro, donde éstas recién se iniciaron en las postrimerías del Cretáceo. A fines del Cretáceo superior o principios del Paleoceno fueron afectadas por una vigorosa compresión conjuntamente con todas las series mesozoicas “Fase Peruana”. Se presume que las fuentes de sedimentación fueron dos: una hacia el noreste y a lo largo de una franja emergida, probablemente debajo de la actual divisoria continental, y la otra en la margen occidental de la cuenca andina, de modo que la primera fase de la orogenia andina pudo traducirse en una tectónica de bloques. Litológicamente la Formación Seraj consta de dos miembros característicos : El inferior empieza con areniscas rojas de grano grueso con cambios laterales a microconglomerados, luego continúa con areniscas finas de matices que varían entre rojo y verde claro, alternando con areniscas calcáreas violáceas y calizas brechosas con manchas amarillentas y rojizas, algo similares a los bancos calcáreos de la Formación Arcurquina infrayacente. Los espesores de los bancos calcáreos son variables de un sector a otro, así como el número de ellos, lo que indica la lenticularidad de los mismos. Estos bancos tienen los mayores grosores en los alrededores del cerro Cachi-Cachi, mientras que en el cerro Rodríguez y proximidades a Querque las capas son delgadas pero muy fosilíferas con abundancia del Género Natica. En Ashua, los horizontes calcáreos están marmolizados por la acción de un pórfido hipabisal. Otra particularidad es la presencia de bancos lenticulares de sal y yeso, que lo hacen parcialmente equivalente con la Formación Chilcane Benavides (1962). En los cerros Pucahuayro y Rodríguez los mantos de sal son explotados y sus alrededores están cubiertos por aflorescencias de minerales evaporíticos. El miembro superior es predominantemente continental y de litología areniscosa, compuesto por intercalaciones de areniscas y limolitas rojas en capas delgadas y compactas, alternantes con algunos bancos de areniscas duras gris blanquecinas. El espesor es variable por erosión, alcanza de 50 a 150 m.
Edad y Correlación. - La presencia de capas rojas cretáceas en esta parte del país tiene un gran significado para la geología del territorio nacional, ya que marca un levantamiento en el Senoniano que dio lugar a sedimentos evaporíticos. La Formación Seraj tiene un alto contenido faunístico en la parte inferior. L. Manrique (1970), halló la mayor cantidad de fósiles que fueron estudiados por A. Parado, y los encontrados durante el presente estudio fueron identificados por C. Rangel. Dichos fósiles corresponden a: Echinoidea Género Psammechinus sp. reportado por primera vez en el Perú y se encuentran asociados a la Tissotia steinmani del Santoniano. Gasterópoda Familia Naticidae Género Natica scopoli y Natica sp. Similares a Natica lesseli de la Formación Celendín (Santoniano). Género Euspira (Agassiz) y Euspira sp. parecidos a Euspira rectilabrum del cretáceo sup. del Sur de E.U. Género Gyrodes pachitenus y Gyrodes sp. Se avecinan a Gyrodes contracta de las formaciones Pariatambo y Cajamarca. Familia Acteonidae Géneros Acteonella sp. y Nerinea sp. Se encuentran asociados a la Tissotia Steinmani en el Santoniano. Bivalvia Familia Ostreidae Género Exogira sp. Común en el Albiano Familia Cardiedae Género Cardium cf. pulchrum y Cerdium sp. cf. C. ventricosum y Protocardia sp. El primero se encuentra en la Formación Celendín. Familia Carditidae Género Cardita sp. Se avecina a la Cardita subpasallela del Albiano y a la Cardita exótica. Familia Veneridae Género cf. Venus sp. y Venus linnaeus. Similares al Venus cf. desvauri del Santoniano del Norte del Perú.
Familia Tellinidae Géneros Tellina limnacus y Tellina cf. andium. El segundo indica Albiano. Superfamilia Endosiphonacea Géneros Liopistha Mech y Liopistha sp. Se encuentran asociados a la Tissotia Steinmani del Santoniano. Familia Heterodonta Género Lucina sp. cf. L. campaniensis. Encontrados en el Albiano-Cenomaniano.
Ammonoidea Género Tissotia Steinmani LISSON. Encontrado en la Formación Celendín, en la biozona del Lenticeras baltai del Santoniano, común también en la Formación Chonta del oriente peruano. Este género fue hallado en la sección inferior, por lo tanto la Formación Seraj debe haber empezado su deposición en el Coniaciano continuando a través del Senoniano, y, probablemente, hasta el Paleoceno, ya que en las hojas de Andahuaylas, Abancay y Cotabambas, R. Marocco. (1971) se encontró Charofitas del Cretáceo superior en unidades equivalentes. En el Centro del Perú F. Mégard (1973) halló flora del Eoceno superiorOligoceno inferior en los niveles superiores de las Capas Rojas Casapalca, que de hecho deben estar separadas por una discordancia angular de las unidades inferiores, ya que la “Fase Peruana” ocurrió a principios del Paleoceno (S. Mendívil comunic. Personal). La sección inferior de la Formación Seraj se correlaciona con la Formación Celendín y la superior con unidades inferiores de la Formación Casapalca del Centro del país. También se correlaciona, parcialmente, con las formaciones Vilquechico y Muñani del Altiplano.
W. Jenks (1948) la describió en el sector noroccidental de la hoja de Arequipa donde se halla en contacto fallado con rocas mesozoicas plegadas. En el área estudiada, sus afloramientos están consignados al sector suroriental del cuadrángulo de Huambo, se les encuentra en afloramientos aislados, desde la laguna de Mucurca y el cerro Parapunta, ingre san al cuadrángulo de Chivay, atravesando el río La Mina y se prolongan al área de Huanca, su localidad típica. El contacto inferior, con la Formación Seraj es mayormente con discordancia erosional,
como se observa entre los cerros Parapunta y Pacci, lo mismo ocurre a lo largo de la Quebrada San Sim. En los cuadrángulos de Ichuña R. Marocco (1966), y Characato C. Guevara (1969), unidades equivalentes a esta formación están en franca discordancia angular sobre rocas mesozoicas plegadas. Por otro lado, tanto el área investigada como en la hoja de Arequipa L. Vargas (1970), las rocas mesozoicas están afectadas por un intenso plegamiento pasando hasta cabalgamientos, mientras la Formación Huanca sólo muestra pliegues amplios, abiertos, debido a una fase posterior y de menor intensidad. El contacto superior con la Formación Orcopampa es con marcada discordancia angular. La Formación Huanca por consideraciones litológicas, presenta dos miembros bien diferenciados que en el presente informe se describen como Miembro Querque y Ashua.
Miembro Querque.- Con discordancia erosional sobre la Formación Seraj, se tiene una gruesa secuencia de conglomerados polimícticos, compuestos predominantemente por clastos de rocas volcánicas y de hipabisales porfiríticos de colores marrón, gris y verde azulado, con menor proporción de restos de arenisca y calizas provenientes de las series mesozoicas de la región. La procedencia de los clásticos volcánicos y sub-volcánicos es de los derrames e intrusiones volcánicas cretáceas de la región costanera, descritas por los geólogos del Servicio de Geología y Minería, entre los departamentos de Lima y Tacna, en consideración a la ausencia en el área estudiada de rocas de esta naturaleza emplazadas durante el Mesozoico. Los bancos conglomerádicos tienen espesores entre 1 y 2 cm, y alternan con paquetes de areniscas y microconglomerados frecuentemente con estratificación cruzada. Es notable la ocurrencia de areniscas impuras similares a las rocas descritas, lo que sugiere una erosión y redeposición penecontemporánea en condiciones muy activas. La sección tiene un grosor de 1,000 m. Sobre los conglomerados inferiores descansa una brecha compuesta por clastos angulosos, similares a los cantos incluidos en la parte inferior, con matriz areniscosa de igual composición y de grano grueso, mostrando un transporte mínimo dado que los feldespatos y principalmente los anfiboles verdes oscuros, cuyos ejes llegan hasta 1.5 cm., se mantienen poco o nada desgastados. Los estratos son bien definidos, en bancos de 1 a 3 m. de grosor y todo el conjunto se caracteriza por su matiz más oscuro que los conglomerados inferiores. También, son frecuentes intercalaciones de microconglomerados de igual composición pero con estructuras lenticulares. El grosor de esta sección se estima en 500 m.
Miembro Ashua.- Se reconoce con esta denominación a un paquete grueso de conglomerados compuestos esencialmente, por restos de calizas provenientes de la Formación Arcurquina que se exponen a lo largo de la quebrada San Sim, entre el túnel de Ashua y
los nacientes del río Seraj. En este lugar se pone directamente sobre el miembro superior de las capas rojas Seraj con discordancia erosional, y ausencia de conglomerados y brechas del miembro Querque. En el cerro Parapunta, este conglomerado yace con discordancia erosional sobre las brechas de la sección superior del miembro Querque, lo cual sugiere que los materiales provienentes del noreste llegaron a pasar hacia el suroeste recién cuando la cubeta occidental se colmató con clásticos provenientes del occidente. Este miembro a consecuencia de la cementación por soluciones calcáreas, es sumamente compacto y duro con relación al miembro inferior donde la cementación de la matriz areno limosa es más moderada. Los cantos calcáreos alcanzan diámetros hasta de 0.5 m. En el cerro Parapunta, el miembro en los niveles inferiores, está constituido por clásticos mayormente calcáreos y en los niveles superiores se presentan cantos de areniscas y cuarcitas provenientes del Grupo Yura. Hacia el tope, este miembro se compone de areniscas rojas de grano grueso, alternadas con sedimentos lacustres, como lodolitas, areniscas calcáreas y margas grises, que infrayacen discordantemente a rocas del Grupo Tacaza.
Edad y Correlación.- La edad de la Formación Huanca se asume sólo por su posición estratigráfica. Se sabe que yace con discordancia angular sobre la Formación Seraj del Santoniano y que probablemente siguió depositándose hasta principios del Paleoceno (S. Mendívil, comunicación personal) e infrayace con idéntica relación al Grupo Tacaza de Mioceo. Otro aspecto es que la formación contiene restos de plutones, que se asume provengan del Batolito de la Costa L. Manrique (1970) y L. Vargas (1970), con edad K-Ar estimada entre 80 y 50 m.a. (Stewart et al, 1974), emplazados entre el Cretáceo (fase Peruana) y posteriormente cubierta con discordancia por el Grupo Tacaza, por tanto a la Formación Huanca se le ubicaría en el Paleoceno o fines del Eoceno superior. Por otro lado, la Formación Huanca se considera equivalente a parte del Grupo Puno de la región del Altiplano, en la base del referido grupo, G. Mattauer (en Chanove et al., 1967) encontró charofitas del post-Eoceno medio, posiblemente Oligoceno. Pero, considerando que estos depósitos rellenen cubetas irregulares labradas por erosión (caso de los miembros Querque y Ashua de la Formación Huanca), no puede precisarse el nivel real al cual corresponden dichos fósiles. Según S. Mendívil (comunicación personal) pertenecen a las porciones más altas. Por los argumentos expuestos, a la Formación Huanca se le asigna una edad Paleoceno, probablemente alcanzando al Oligoceno, correlacionándosele con parte del Grupo Puno y tentativamente con las formaciones Camaná y Sotillo.
La denominación se ha tomado del lugar homónimo y donde parcialmente está vinculada con depósitos minerales. La unidad se compone de varios niveles tobáceos blanco amarillentos y brechas volcánicas moradas y verdes, asociados con sedimentos lacustres. No siempre todos los componentes están presentes, probablemente debido a que cubren una topografía irregular que le dio una característica lenticular a los depósitos. La parte inferior está compuesta por una secuencia tobácea blanquecina de composición mayormente dacítica, variando a latítica, meteoriza con matices amarillentos. El espesor de los paquetes varía entre 150 y 400 metros según los lugares, con bancos de 20 a 80 metros. Localmente, los geólogos de la mina Orcopampa lo reconocen como Tufo Pisaca, lugar donde conforman un homoclinal N-S inclinado hacia el Oeste. Los niveles superiores afloran en las proximidades de Huancarama y hacia el noreste se pierden cubiertos por los derrames del Grupo Barroso. Las rocas muestran composición dacítica de textura porfirítica con fenos de plagioclasas y cuarzo, lamelas de biotita y escasas agujas de hornblenda. Están fuertemente soldadas y han sufrido posteriormente devitrificación. Esta secuencia está ausente en el sector occidental del área estudiada, en este lugar sobre las rocas mesozoicas plegadas yacen directamente brechas violáceas inmediatamente superiores. Exponentes de los niveles tobáceos están presentes al sureste de Huambo. Consisten de tobas dacíticas blanco-violáceas que parcialmente pasan a ignimbritas, los minerales principales son plagioclasa altlerada, cuarzo hialino, cantidades menores de biotita y además fragmentos líticos englobados. Hacia el tope, están cubiertos por la secuencia lávica y brechoide de la sección superior. Una determinación por K-Ar para una muestra de la quebrada Pisaca ha dado 19.1 0.3 m.a. (Noble et. al. 1974) correspondiente al Mioceno inferior. Sobre las tobas inferiores yace una secuencia de brechas y derrames volcánicos de composición dacítico latítica, con tonalidades verdes y violáceas alternadas, contiene además, niveles de conglomerados volcánicos, y niveles de conglomerados con clastos provenientes de rocas que no se encuentran en la región. M. Arenas (1974), describe esta secuencia como brecha Tudela-Santa Rosa, que afloran en las proximidades de la mina de igual nombre. Tiene un grosor de 400 m. y al Oeste del río Andahua (Chapacoco aguas abajo), el grosor es superior a los 1,000 m. Este nivel tiene propagación a nivel regional, reconocible para subyacer a las tobas superiores de la unidad Orcopampa. En la localidad típica está compuesta por brechas volcánicas con clastos de andesitas porfiríticas marrones en matriz de igual composición con
teniendo fenos de plagioclasa y escasos minerales máficos. Las rocas están expuestas en la quebrada Tudela y sectores Norte y sureste de Panahua, se le ha reconocido también, en los sectores comprendidos entre Molloco y Nequeta, donde la secuencia se hace más gruesa y está compuesta por intercalaciones de andesitas porfiríticas con tonos verdes y violetas. Las andesitas contienen fenos de plagioclasa y hornblenda. Hacia arriba pasa a lavas moradas con estructura fluidal en capas delgadas que terminan cubiertas discordantemente, por tobas líticas, pertenecientes a la Formación Sencca. En los sectores Norte y Sur de los cuadrángulos de Huambo y Orcopampa, se tiene una acumulación lávica con grosor próximo a 2,000 m. que yace con discordancia angular sobre el Grupo Yura. Estas acumulaciones lávicas afloran desde las proximidades de Ucuchachas pasando por Llanca hasta el cuadrángulo de Chivay. La composición varía entre andesítica y dacítica, se encuentran intruídas por rocas subvolcánicas consistentes en brechas intrusivas (cerros Casiri y Cerani) y pórfidos dacíticos y andesíticos (cerros Sullcaymarca, Ollcollca y Tacupampa). Estos volcánicos inferiores pueden pertenecer al Grupo Puno, que también contiene acumulaciones ígneas R. Marocco y del Pino (1966). Un remanente de brechas y flujos gris violáceos se expone en los alrededores de la laguna Mucurca y en el cerro La Huina intruídos en ambos sectores por un cuerpo hipabisal de composición andesítica que los mineralizó con Pb-Zn-Ag. En los sectores occidentales del valle de Andahua y noroccidentales del valle de Orcopampa, este nivel inferior está constituido por derrames y brechas andesíticas marrones y gris violáceas en paquetes de 1 a 2 m. que alcanzan un grosor promedio de 1,500 m. Descansan discordantemente sobre las unidades del mesozoico plegado, con inclinaciones no mayores de 20. El cerro Huayna Punco constituye una espina relacionada con esta fase de vulcanismo. Finalmente, en el límite Norte del cuadrángulo de Orcopampa, la secuencia está constituida por gruesas acumulaciones de composición andesítica con tonos beige-grisáceo y marrones, igualmente intruída por diques y puntones de naturaleza variada. Los más importantes son los diques y stocks de silexita gris blanquecina con chispas de pirita expuestos en la laguna Machucocha y proximidades de la mina Arcata donde al parecer han sido, los portadores de las soluciones mineralizantes. Los niveles superiores de la Unidad Orcopampa consisten de acumulaciones gruesas de materiales tobáceos vinculados en partes a depósitos sedimentarios en ambientes lacustres. En este segmento la toba basal es denominado Toba Manto o Chilcaimarca, por estar expuesto en esas localidades, M. Arenas (1974). Estos minerales tobáceos tienen una propagación amplia y también se presentan en las partes altas del noroeste de Andahua (carretera
Andahua-Chuquibamba) y en el pueblo de Arcata. La composición varía de cuarzo latítica a riolítica y tiene una tonalidad blanca-rosada, aunque en las proximidades de la veta Manto Huancarama y Chilcaimarca es blanco amarillenta y en Arcata se mantiene algo rosada. Está cubierto por paquetes de areniscas grises plegadas disarmónicamente. Brechas tobáceas asociadas a lavas intermedias expuestas en Sarpane y al noreste de Panahua se consideran equivalentes laterales de estas tobas superiores, más aún teniendo presente que los sectores de Loma, Ajicata, cerro Albaro y Umajala, están cubiertos por gruesos bancos de toba con fragmentos angulares de rocas afaníticas y vidrio dentro de una matriz tufácea con visibles cristales de plagioclasa, cuarzo, biotita y hornblenda. Las Tobas Manto o Sarpane M. Arenas (1974), están cubiertas por tobas bien estratificadas en capas delgadas alternadas con calizas, areniscas y microconglomerados, según los lugares. Este paquete está presente en los alrededores de la veta Manto. Equivalentes de este nivel volcánico sedimentario se encuentran presentes en los alrededores de los cerros Accomasto y Sano, intercalaciones de brechas andesíticas gris moradas, tobas blanquecinas y calizas gris oscuras brechoides con abundantes venillas de calcita. También son comunes delgados horizontes de areniscas violáceas de grano fino. Este conjunto de rocas de la parte superior de la referida unidad Orcopampa, se halla en las altas cumbres de Ucuchachas y Llanca yaciendo sobre la parte lávica inferior. Por el Este pasan a los cuadrángulos de Cailloma y Chivay.
Edad y correlación.- Estudios regionales muestran que la mayor actividad volcánica en los Andes se produjo durante el Mioceno, siguiendo a la fase “incaica”. La Formación Orcopampa se emplazó como consecuencia de una profunda fase de tensión longitudinal, que originó las ascensiones de grandes masas ígneas efusivas e hipabisales vinculadas en algunos casos con la mineralización. Las tobas, inferior y superior de la Formación Orcopampa dan edades K-Ar de 19.5 a 0.3 m.a. y 18.9 0.4 m.a. respectivamente (Noble et. al. 1974).
En el sector norte del cuadrángulo de Orcopampa se expone un conjunto tobáceo que cubre con aparente discordancia angular a las rocas de la Formación Orcopampa, su mejor exposición está en los alrededores de la estancia Challahuire (5 km. al Oeste de Arcata), desde donde se prolonga al sureste, a lo largo de una franja con N 70 O aproximadamente, pasando por las inmediaciones de las lagunas Corococha y Machucocha hasta el sector de Molloco, lugar donde cubren en parte a la Formación Arcurquina.
En el campo es fácilmente identificable, por estar cubierta por suelo residual, blanco grisáceo, que varía a toneladas beiges. Forma topografía suave y ondulada a diferencia de la formación inferior que tiene un relieve más accidentado. En las fotografías aéreas se presentan sin mayores rugosidades, facilitando enormemente su identificación y cartografiado, característica que también la distingue de las otras unidades de la Formación Orcopampa. La unidad muestra mayor intensidad de plegamiento, probablemente por estar constituido por paquetes delgados y por las características mecánicas propias de las rocas que le permitieron deformarse disarmónicamente. La aparente discordancia angular con la Formación Orcopampa se debe a la naturaleza lenticular de los diferentes niveles Orcopampa, que fue afectada por una erosión vigorosa, que originó un relieve accidentado antes de la acumulación de la Formación Alpabamba ocasionando angularidad en el contacto. Litológicamente, está constituida, mayormente por tobas ignimbríticas, blanco beiges y flujos tobáceos gris azulados, de composición predominantemente dacítica o riolítica, los que debido a la meteorización generan un suelo residual blanco beige uniforme. En el sector de Challahuire, los niveles basales se componen de tobas dacíticas blancas con escasos signos de soldadura, se presentan en paquetes de 0.5 a 1.0 m. de grosor, con abundantes vesículas. Hacia arriba se hacen más ignimbríticas con tonos gris azulados, fenos de plagioclasas, biotita y hornblenda rotos, según los planos de deposición y con mayor presencia de vesículas, aunque los granos de cuarzo se encuentran bastante conservados, pero con bordes corroídos posiblemente por haberse formado después de las ignimbrit as. Es difícil diferenciar las ignimbritas de las lavas con estructura fluidal. A 3 km al Oeste, en el fondo de la quebrada Condorcasahui, las tobas mencionadas rodean a unas brechas de toba con 1 km. de diámetro aproximadamente, constituyendo posiblemente, un antiguo conducto volcánico perteneciente a esta fase de efusión. En la quebrada Angostura, las tobas de interdigitan con paquetes de 0.3 a 0.5 m. de areniscas gris verdes de grano fino, que en el extremo noroccidental tienen hasta 60 m. de grosor aproximadamente, depositados en una cuenca lagunar de extensión considerable. En los sectores de la laguna Corococha y el caserío de Illigue, ciertas porciones de estos piroclásticos muestran una avanzada formación de ignimbritas. En algunos casos las láminas individuales alcanzan el grosor de la hoja de papel grueso, con microplegamientos en ciertas partes, posiblemente por el peso de la carga, del gran volumen de cenizas volcánicas acumuladas sobre el relieve de cierta pendiente, dando lugar a dichas microestructuras de gravedad.
Los niveles de cenizas no soldadas e intensamente aglutinadas se producen indistintamente, hay varias fases de aglutinación aunque no se observan las superficies de enfriamiento que lo confirman. En algunos casos, las ignimbritas contienen vesículas con geodas oolíticas de cuarzo y en otros, están rellenadas con amígdalas de calcita. También se presentan bancos de tobas pumíceas y lavas tobáceas con nítida estructura fluidal. El grosor de la Formación Alpabamba es variable, estimándose un promedio de 1,000 m.
Edad y correlación.- La Formación Alpabamba podría relacionarse, aunque con bastante reserva, con tobas subhorizontales de la parte alta de Chuquibamba con una edad K-Ar de 13.8 0.3 m.a. (Mioceno Medio), edad que también la vincularía con la Formación Huaylillas con edades K-Ar entre 14.8 y 16.8 m.a. (A. Parodi, comunicación oral).
Escasos afloramientos de la Formación Millo, descrita por L. Vargas (1970), en el cuadrángulo de Arequipa, ocurren en la parte alta meridional de la hoja de Huambo (partes bajas de los cerros Cisera y Huatiapa). En los lugares indicados, la unidad Millo se encuentra adosada al frente occidental de los Andes, cubriendo parte de las rocas del Batolito de la Costa. Litológicamente, está constituida por areniscas conglomerádicas tobáceas blanco grisáceas, en paquetes de 1 a 2 m., intercaladas con bancos gruesos de conglomerados polimícticos, cuyos clastos mayormente son restos de cuarcitas provenientes del Grupo Yura, granitoides del Batolito de la Costa y volcánicos de los Grupos Puno y Tacaza, los clastos están en matriz areno tobácea de grano grueso a medio. También se encuentra dentro de la secuencia capas delgadas, lenticulares de lodolitas. Hacia los niveles superiores ocurren intercalaciones de tobas líticas blancas, en paquetes de 2 a 2.50 m., que hacia la hoja de Aplao, se hacen más considerables. Como la formación cubre una superficie de erosión y el frente occidental de los Andes, constituye el límite nororiental de la cuenca de deposición, el espesor de dicha unidad es mínimo en estos lugares y no pasa de 10 metros.
Edad y correlación.- La Formación Millo carece de evidencia paleontológica, regionalmente cubre con discordancia angular a las capas rojas de la Formación Sotillo, W. Jenks (1948) entre el Eoceno superior y el Mioceno superior.
La Formación Millo del área estudiada se prolonga por el noroeste, en forma continua, hacia el cuadrángulo de Chuquibamba y en la parte alta del poblado homónimo, subyace a tobas sub-horizontales con una edad radiométrica K-Ar 13.8 a 0.3 m.a. (Noble et al, 1974), por lo que podría tratarse de un equivalente de la Formación Huaylillas con edad KAr entre 14.8 y 16.8 m.a. o sea del Mioceno medio a superior (según cuadro cronológico de W.A. Berggren) por lo que la edad de la Formación Millo puede ser del Mioceno inferior a medio, constituyendo un equivalente de parte de la Formación Orcopampa. Sin embargo, se requieren mayores estudios para confirmar la edad de la Formación Millo, por lo que en el presente informe se le mantiene según autores anteriores en el Plioceno inferior a medio o probablemente alcanzaría el Mioceno superior. La Formación Millo se le correlaciona con su similar del cuadrángulo de Arequipa L. Vargas (1970), y con la Formación Maure S. Mendívil (1965) y las unidades reconocidas por diferentes autores como Moquegua superior; y por lo indicado anteriormente podría relacionarse con parte de la Formación Orcopampa.
Con discordancia angular sobre la Formación Orcopampa y la Formación Alpabamba, cubriendo superficies sub-horizontales o rellenando aisladas cubetas, se tiene una secuencia de tobas dacíticas o riolíticas blancas, que se consideran equivalentes a la Formación Sencca al Sur del Perú S. Mendívil (1965). En la hoja de Orcopampa, esta unidad se encuentra expuesta al Norte y sureste de la localidad homónima, parcialmente, M. Arenas (1974), la describe como tufo Umachulco. Litológicamente se compone de 2 niveles predominantes, el nivel inferior y de mayor propagación, consiste de brechas de tobas con bloques del mismo material y tobas lapillíticas, y el nivel superior, está compuesto mayormente por cenizas blancas en paquetes delgados, que en conjunto llegan a un espesor promedio de 100 metros. Al Norte de Umachulco, dichos depósitos rellenan una superficie ondulada labrada sobre unidades de la Formación Orcopampa, sin embargo cuando se asocia a la Formación Alpabamba el contacto es de difícil ubicación, principalmente cuando esta última se encuentra en paquetes no deformados. En sectores, del Norte y Este de Misahuanca dichos piroclásticos corresponden únicamente a las cenizas superiores, y se exponen en el cerro Pumahuilca y cabeceras de la quebrada Pisaca. Más al sureste, en el área Nequeta, la Formación Sencca está constituida por brechas de toba blanco amarillenta correspondiente al nivel inferior, asociadas a tobas
lapillíticas con fragmentos de pómez y vidrio y con estructura vesicular. Aquí la unidad sobreyace con discordancia angular a la Formación Orcopampa, y se presenta conformando aisladas mesetas como los cerros Huamanripayoc y Mare. Los afloramientos se extienden a las áreas limítrofes con el cuadrángulo de Cailloma (proximidades de Piruaña y Pachahuma). Finalmente, en la esquina suroeste del cuadrángulo de Huambo, ocupando el lecho del valle Majes (hacienda La Central y quebrada Santa Rosa) se encuentran tobas blancas y rosadas de composición dacítica a riolítica, que cubren superficies de gneises y anfibolitas del Complejo Metamórfico, a dichas rocas se le consideran más jóvenes que el Mioceno medio, porque de no serlo se tendría que admitir que el valle de Majes se ha mantenido sin modificación, por lo menos desde el Mioceno superior, que es incierto si consideramos que el paroxismo de encañonamiento de los cursos fluviales de la costa, ha sido durante el periodo de deglaciación pleistocena, y en consecuencia las tobas en referencia pueden ser equivalentes de la Formación Sencca de los alrededores de Arequipa L. Vargas (1970).
Edad y correlación.- Es probable que unidades regionalmente reconocidas como la Formación Sencca, incluyan rocas depositadas durante un largo intervalo geológico, abarcando desde fines del Mioceno y comienzos del Plioceno superior. S. Mendívil (1965), le asignó una edad Plioceno medio a superior, sin embargo, puede ser Mio-Pliocena, en consid4eración a dataciones K-Ar, realizadas en tobas de diferentes lugares del Perú, las que cubren el relieve ondulado o sub-horizontal post-Tacaza, estudiado como “Superficie Puna”. En una muestra tomada de la parte alta de Umachulco se obtuvo la edad de 6.2 0.2 m.a. M. Arenas (1974) finalmente dos muestras tomadas del sillar de Arequipa, han arrojado un promedio de 3 m.a. (A. Parodi, comunicación oral). Otras muestras de tobas, tomadas por D. Noble (comunicación oral) de la Cordillera Negra, al Oeste de Junín y Huachocolpa, indican edades que van de 4.9, 5.2 y 10.5 m.a. Por consiguiente, la Formación Sencca del área en estudio, se correlaciona con sus similares del Sur del Perú y demás piroclásticos que cubren con discordancia a la superficie de erosión considerada como “Superficie Puna”, en el Centro y Norte del país.
J. Wilson (1962) describió bajo esta denominación a un conjunto de rocas volcánicas que forman la Cordillera del Barroso ubicada en el Sur del país, posteriormente S. Mendívil (1963), elevó la formación a la categoría de grupo en virtud a la diferenciación litológica que hizo y la subdividió en: Volcánico Chila, Volcánico Barroso y Volcánico Purupurini. Estas unidades tienen amplia distribución en el área estudiada, y comprende al con junto de rocas volcánicas lávicas y piroclásticas ubicadas estratigráficamente sobre la Formación Sencca y anteriores a las últimas glaciaciones.
Estructuralmente, estas unidades se presenten conformando conos volcánicos y extrusiones amplias. La posición de las lavas y piroclásticos es inclinada en los conos donde conforman los flancos, y es subhorizontal cuando se van alejando de la base de estos. También se puede inferir que al inicio de la intensa actividad volcánica que dio origen a esta unidad vulcano-piroclástica la región ya ocupaba un relieve alto con referencia al mar, se infiere también que el cañón del río Colca ya se habría desarrollado, e igualmente el valle Andahua-Ayo así como también que el volcán Coropuna y otros se emplazaron en superficies prominentes. En el área estudiada se han reconocido 3 unidades volcánicas, teniendo en cuenta edades relativas, litología, grado de erosión y destrucción de los conos volcánicos y el probable control de emplazamiento. La unidad inferior y más antigua, ocurre a lo largo de dos franjas longitudinales en dirección NO-SE, una occidental que atraviesa al cuadrángulo de Huambo y otra oriental en similar situación, en el de Orcopampa. Una particularidad que la distingue de las demás unidades del grupo es que se encuentra emplazada cubriendo superficies sub-horizontales (preservadas como aisladas mesetas) o inclinadas hacia los grandes cursos fluviales actuales. Otra característica notable es que a lo largo de todas sus exposiciones muestra una nítida disyunción columnar. Los focos volcánicos se estima que estuvieron ubicados a lo largo de 2 zonas de debilidad principales, una según la alineación de los volcanes Misti, Coropuna, Solimana y Sara Sara, y otra, que probablemente constituya una subsidiaria de la anterior, que desde el Ampato atraviesa al cuadrángulo de Orcopampa en dirección NO-SE, prolongándose por el noroeste. Estos aparatos volcánicos estuvieron sujetos a reactivaciones posteriores, que originaron las dos unidades siguientes, aún, durante el “Vulcanismo Andahua” aunque en menor escala. Su litología consiste en derrames lávicos principalmente de naturaleza andesítica, variando a dacíticas con tonalidades grises claras a oscuras. Se presentan en bancos gruesos, y en algunos casos, alternan con depósitos aluviales. La textura de la roca es porfirítica con fenos bien desarrollados de plagioclasa y biotita con abundante cuarzo cuando la composición es dacítica. Estos minerales están englobados en matriz afanítica, gris oscura o clara. También es común dentro de la unidad la presencia de flujos afaníticos gris claros o gris rosados con estructuras vesiculares. Entre Capiza y Machaguay-Viraco esta unidad se presenta con discordancia angular sobre el Grupo Yura y sobre la Formación Murco. Los materiales provienen del volcán Coropuna y conforman una meseta alargada en dirección N-S. La unidad en este lugar está
constituida por derrames andesíticos grises oscuros en paquetes de 3 a 5 m. que se alternan con bancos de conglomerados y areniscas de consistencia suave, en conjunto tiene un grosor aproximado de 300 metros. Depósitos similares se encuentran bien expuestos, en el valle de Andahua en las quebradas Ojroja y Atoctoclla (frente a Sucne). En estos lugares se encuentran intercalados con paquetes de conglomerados que constituyen los restos de una antigua terraza desarrollado en el valle Andahua (cubierto en la actualidad por volcánicos recientes). En el cuadrángulo de Orcopampa, la unidad conforma mesetas altas sub-horizontales y con marcada disyunción prismática, estructuras presentes en los nevados de Huayllatarpuna (en Ajicate) y Juñopunta (entre Sallatoco y Pachahuina). Materiales provenientes del volcán Ampato se encuentran depositados en diferentes localidades del sector sureste del cuadrángulo de Huambo, y consisten en lavas afaníticas vesiculares con tonalidades gris claras o gris rojizas. Estos materiales se adosan también al flanco sureste del cañón del Colca, (proximidades de Ajpi y Agualagua), lugares donde intercalan con materiales que conforman antiguas terrazas eluviales. Asímismo, rocas pertenecientes a esta unidad se encuentran sobre el Batolito de la Costa (parte baja del cerro Lucería) y finalmente se les ha reconocido a lo largo de los ríos Seraj y Huanca. La unidad intermedia del Grupo Barroso, es la más importante por su mayor propagación dentro del área. Sus mejores exposiciones se encuentran distribuidas en la mitad nororiental del cuadrángulo de Orcopampa, extendiéndose hacia los cuadrángulos de Cailloma, Cayarani, Chulca y Cotahuasi. En la hoja de Huambo se encuentra cubriendo sectores inferiores de los actuales nevados de Coropuna y Ampato. Las características más saltantes de esta unidad son las siguientes: Conforman acumulaciones de forma dómica, preservadas como esqueletos volcánicos, con cúspides meteorizadas que muestran tonalidades rojizas, algunas de estas estructuras han sido modificadas por efectos de erosión y destrucción diferencial, a consecuencia de la última glaciación del Pleistoceno, en la actualidad se presentan a manera de anfiteatros aislados o espinas, las más notables, son los cerros Antapuna (norte de Huancarana), Cajchaya y Yay-Culle (Laguna de Machucocha). Mauras y Chuquihua (norte y sur de Molloco), Huiscayo y Sani (noreste de Ajicata). Las posiciones de los derrames, en las cumbres de los aparatos volcánicos, tienen inclinaciones fuertes que gradualmente van decreciendo al alejarse de ellas hasta situarse casi horizontales, en los sectores bajos. Estos aparatos volcánicos están rodeados en sus cúpulas por morrenas dispuestas en forma más o menos radial; la mayoría de estas cumbres aún se hallan cubiertas por casquetes de hielo ubicados mayormente en sus partes sumitales.
Los conductos volcánicos, probablemente, se formaron a lo largo de grandes fracturas, o interacción de éstas. Litológicamente, la unidad está compuesta por lavas andesíticas de texturas afaníticas, gris azuladas a rojizas, con estructura fluidal, y vesículas orientadas según la dirección de flujo. La masa rocosa contiene pequeñas cantidades de azufre, esporádicamente, geodas de cuarzo o calcita. Por efectos de disyunción laminar, se han fracturado en lajas que al desprenderse han formado canchales de fragmentos angulares, por lo que la accesibilidad a través de ellas es dificultosa. En Machaguay, se presentan lavas brechadas provenientes del Coropuna, que alternan con capas de areniscas de color gris consolidadas, el conjunto cubre con discordancia a la unidad inferior. Finalmente, los miembros porfiríticos ocurren en el área Palcoyoc-Ocoruro (cuadrángulo de Orcopampa) y en el sector sureste de la hoja de Huambo en el cero Filo de Achaylla, flanco Norte del cerro Pacci y en los cerros Sajsai y Taurisma, cubriendo casi horizontalmente, al pórfido hipabisal con materiales provenientes del Ampato. La roca predominante es la dacita o andesita porfirítica gris beige con estructura fluidal, fenos de plagioclasa, biotita y/o cuarzo, bastante vesicular y con geodas de calcita o cuarzo. En el sector meridional del cuadrángulo de Orcopampa ocurren varios conos y bancos volcánicos, que representan la tercera fase de emisión del Grupo Barroso, evidenciado por encontrarse entre depósitos de morrenas, de magnitudes apreciables; tal vez representan un estado efusivo interglaciar. Los conos volcánicos están semidestruídos y los sectores inferiores y medianamente alejados de dichos conos están cubiertos con discordancia de erosión, por el grupo Andahua. Estas ocurrencias se ubican en las partes altas de Chachas, los materiales bajan desde los volcanes Huachalanqui, Venayoc y Pucamauras cubriendo un relieve inclinado del valle de Andahua. En el sector noroeste de Andahua, la unidad está expuesta en la pampa Pucaylla, relacionada a un gran aparato volcánico esquelético por efectos de erosión glaciar, ofreciendo un paisaje muy similar al que presenta el cerro Purupurini S. Mendívil (1965). De dicho aparato volcánico bajan al valle de Andahua flujos lávicos cubriendo un antiguo afluente y modificando el curso fluvial en las quebradas Tambo y Menbrillayo. Los materiales lávicos se extienden al cuadrángulo de Huambo. Litológicamente consisten en derrames afaníticos probablemente de composición similar a las unidades anteriores. Estructuralmente se presentan en bloques irregulares con superficies rugosas muy similares a las que presenta las coladas del Grupo Andahua, aunque los niveles inferiores son más compactos y están constituidos por lavas afaníticas con estructura fluidal y bastante vesiculares.
Edad y Correlación.- La edad del Grupo Barroso se estima solamente en base a sus relaciones de campo, se sabe que regionalmente, cubre una superficie de erosión labrada sobre el Capillune y es anterior a la glaciación pleistocénica S. Mendívil (1965). Análisis mediante K-Ar del Volcánico Chila en Arequipa, da 2.35 m.a. Arenas (1974), por lo que el grupo tendría una edad plio-pleistocena. Las unidades: inferior, intermedia y superior partes integrantes del Grupo Barroso, se correlacionan tentativamente con los volcánicos Chila, Barroso y Purupurini respectivamente, descritos por S. Mendívil (1965).
Los depósitos glaciares y fluvioglaciares, no han sido diferenciados para el cartografiado y por lo tanto, están agrupados en una sola unidad. Las morrenas se han depositado cubriendo los flancos de las altas cumbres asociadas principalmente, a las zonas de distribución de los aparatos volcánicos del Grupo Barroso; en cambio, las cubiertas fluvioglaciares ocupan los sectores bajos y de relieve moderado, como prolongación de las morrenas resultantes de la erosión fluvial y acarreo en medio fluido. Depósitos de esta naturaleza tienen mayor extensión en el sector nororiental del cuadrángulo de Orcopampa, donde se les encuentra bordeando antiguos conos volcánicos con presencia de morrenas laterales y frontales, que en algunos casos se han convertido en diques naturales originando lagunas, merecen citarse por su extensión las siguientes: Pajares, Cocha, Umascocha, Huisca Huisca, Arcata, Orcococha y Machucocha. Hacia el sector suroccidental de la misma hoja, los mencionados depósitos cubren las partes altas de Chachas y Panahua y en el extremo occidental se hallan conformando las pampas Pucayllo, Jallua y Palcoyoc. En la hoja de Huambo estos clásticos están localizados en las partes altas de Cuyanca (provenientes del Coropuna) y Piraucho, pampa de Anchapalla, cumbres de Tarucani (Querque) y proximidades de la laguna Mucurca, relacionados principalmente a casquetes que bajaban del Ampato. El material morrénico consiste mayormente de clastos redondeados y sub-redondeados, de naturaleza variada, englobados en matriz predominante areno-limosa, en cambio, las cubiertas fluvioglaciares tienen cemento más compacto por estar constituido por arena arcillosa.
Acumulaciones de esta naturaleza, tienen mayor ocurrencia a lo largo de los cursos fluviales que surcan la región, también se les encuentra a manera de cobertura en las superficies de las lomadas. Los depósitos aluviales de mayor extensión están distribuidos en el sector MollocoTolcone, a lo largo de los valles del Majes, Orcopampa y Andahua. En el caso especial de Andahua los materiales aluviales se encuentran debajo de materiales volcánicos recientes, observándose la posición secuencial sólo en el valle de Ayo. La ocurrencia se repite en las pampas de Uchapampa y Jarán. La litología consiste de conglomerado polimícticos poco consolidados y gravas con horizontes lenticulares de arena y limos.
Los depósitos de este tipo se encuentran distribuidos en diferentes sectores del área con extensiones reducidas, que no permiten representarlas a la escala del trabajo. Las acumulaciones coluviales se ubican generalmente en los sectores inferiores de los cerros Canco y Huaycha (sectores altos del valle de Ayo), mientras que los suelos residuales se encuentran ubicados en los alrededores de la localidad Challauri, en el sector nororiental del cuadrángulo de Orcopampa, e igualmente en las proximidades de las estancias Arca, Umajala y Marcona. Finalmente, en la margen derecha del valle del Huambo (entre Matadero y quebrada Rodríguez), se exponen depósitos de travertinos resultantes de corrientes de agua que atraviesan la Formación Arcurquina, y se cargan de sustancias calcáreas, que las depositan en los sectores bajos; estos depósitos podrían ser explotados para diferentes fines industriales.
Con esta denominación se describe a una unidad volcánica de reciente formación, que se presenta a manera de estratos capas y conos volcánicos. Las relaciones estratigráficas de la unidad, indican que el intenso vulcanismo que las originó, se produjo en una etapa posterior al encañonamiento de los ríos actuales. Buenas exposiciones, de la unidad en referencia se emplazan en el sector central del cuadrángulo de Huambo a lo largo de una franja de 25 km de ancho orientada de Sur a Norte. Otras exposiciones no menos importantes, se ubican en el cuadrante Este inferior y en
el sector central Este del mismo cuadrángulo de Huambo. Asimismo, exposiciones muy conspicuas se emplazan en el cuadrante inferior Oeste del cuadrángulo Orcopampa. Entre estas últimas se cuentan también reactivaciones embrionarias de volcanes de la unidad Barroso, tales como el Coropuna, Ampato y Sani (Ajicata). Las coladas lávicas y conos se encuentran localizadas a lo largo de cubetas tectónicas y quebradas formadas por control estructural, relacionado probablemente a reactivaciones tensionales de fallas y fracturas de compresión. Las fallas consideradas, que han servido de acceso a zonas de fusión cortical, son: el sistema de graben de Andahua, las fallas de Orcopampa, Panahua, Anuro, Jasmín, Gloriahuasi y Llajuapampa. Los aspectos de campo sugieren que las reactivaciones no tuvieron movimientos diferenciales, visibles en las rocas afectadas, razón por la que, se postula una tensión regional significativa durante el Cuaternario reciente, de tal manera que intercomunicó ambientes superficiales con sectores profundos de la corteza, accediendo a cámaras magmáticas o causando fusión cortical por disminución de presión interna, que probablemente se tradujeron en ascensiones de soluciones magmáticas originando el vulcanismo en cuestión. Se postula también que, las manifiestaciones volcánicas, son los equivalentes extrusivos de procesos de plutonismo en los batolitos circumpacíficos. En superficie aparentemente han existido períodos de quietud de procesos magmáticos, sin embargo en el interior la actividad plutónica, puede ser continua. W. Hamilton (1969) establece una analogía tectónica dentro del Cretáceo superior de Estados Unidos y Cenozoico de América del Sur, en términos de tectónica de placas, de tal manera que los batolitos mesozoicos del noroeste de aquel país y el envolvente volcánico de los Andes Centrales están relacionados a procesos de fusión en las zonas de Benioff (comparables en dimensiones y otros parámetros), sugiriendo que un nuevo batolito está en proceso de formación. Por tanto el Grupo Andahua podría significar manifestación de un plutonismo reciente. El magmatismo del Grupo Andahua se produjo en dos fases principales, una fase de naturaleza lávica tranquila, que conformó amplias cubiertas, y la otra, fase de naturaleza piroclástica violenta que originó estructuras cónicas, se debe añadir una intercalación de fases por reactivación a través de los diferentes aparatos volcánicos. La fase lávica está constituida por derrames clastolíticos, grises o gris-negros, estructuralmente semejantes a los denominados bloques de lavas; en menor escala a las lavas “aa” de Australia y Hawai, C.A. Cotton (1944), a pesar de que la composición, el ambiente y las características físicas de sus respectivas eyecciones, debieron ser muy similares. Las rocas del Grupo Andahua, como se indicó, son de reciente formación, se depositaron, con posterioridad al establecimiento del drenaje actual, de manera que cubren depó
sitos aluviales. Esta fase de vulcanismo podría significa la etapa de extinción del magmatismo andino o el inicio de un nuevo proceso magmático en los Andes, consideración que aún queda por definir. Las efusiones debieron ser lo suficientemente viscosas, para solidificarse rápidamente y fragmentarse durante su desplazamiento por la pendiente dicho proceso continuó aún posteriormente acumulándose de este modo estructuras semejantes a casquetes glaciares. Durante la fragmentación, se desarrollaron también bloques con caras más o menos planas, semejantes a las acumulaciones basálticas conocidas como bloques de lavas. Cabe indicar que porciones de estos depósitos, son predominantemente escoriáceos tanto interior como exteriormente, con similitud a las acumulaciones en “aa” en las placas océanicas (op cit). Una expresión muy conspicua se encuentra en la quebrada Umajala, donde la roca gris negra a parcialmente rojiza, se presenta en bloques con algunas caras planas, combinadas con otros bloques con caras sumamente porosas, probablemente, por refusión tardía mediante soluciones químicamente activas. Las rocas que conforman la unidad que nos ocupa, son mayormente de textura afanítica y sólo en lugares muy restringidos es posible distinguir sus minerales. Uno de estos lugares se ubica en la quebrada Umajala, donde la muestra de mano, se distinguen pequeños cristales de plagioclasa y cuarzo con geodas de este último mineral. Otra localidad se ubica en el cerro Unca, en donde destacan cristales de plagioclasa en una matriz afanítica. Los minerales indican que la unidad son de composición andesítico-dacíticas. La morfología configurada en los depósitos de flujo del Grupo Andahua es variada, entre ellas citamos: la forma de casquetes glaciares, sus formas son alargadas con ejes orientados a lo largo de las pendientes, frente arqueado, fracturamiento concéntrico más o menos paralelos a este último, estas formas se han esculpido en materiales provenientes de volcanes ubicados en los valles Orcopampa-Andahua-Ayo; las formas de morrenas escarpadas, son bastante perfiladas y semejan collares alineados según el desplazamiento de las lavas, esta morfología se presenta en las Lomas de Huaylla Rangra, y se han desarrollado en materiales expelidos por el volcán Yana Mauras. Finalmente, eyecciones pequeñas emitidas sobre topografía más o menos plana han adquirido forma bulbosa, con fracturamientos arqueados y simétricos con respecto al conducto magmático, sin haberse acumulado conos de cenizas, se presentan en la quebrada Angostura, (límite con la hoja de Cayarani). Respecto a las efusiones, éstas se produjeron intermitentemente, de tal forma que las primeras fueron cubiertas por las posteriores, que a su vez cambiaron de dirección, a causa del relieve formado por las primeras. En Andahua, los materiales emitidos por los volcanes Jenchana y Chilcayoc Grande, atraviesan a flujos de orientación NO-SE, con otros de orientación E-O y NE-SO, respectivamente. También se presenta el cambio de dirección en los
depósitos emplazados en el flanco Oeste del Ampato, los derrames con orientación hacia el Oeste están atravesados por flujos de materiales que se orientan hacia el Norte. Estos materiales pertenecen al volcán del extremo Norte, de la laguna Mucurca, debemos precisar también, que las evidencias de campo indican que los volcanes, sufrieron posteriores reactivaciones e igualmente los materiales extrusados se acomodaron a la topografía que encontraban. Durante la etapa efusiva de la Formación Andahua, sus materiales soterraron los niveles inferiores de algunos cauces pero, los canales se mantuvieron y no fueron mayormente modificados como ocurrió con el accionar de las morrenas y conos de eyección. Las expresiones más saltantes de estos procesos de cambio de morfología, sin modificación del lineamiento de canales se presenta en el sector de desagüe de la laguna Pabellón hacia el río Sora (en las proximidades de Pucacasa), un aspecto importante de considerar es la desaparición del flujo del río Andahua en la laguna Chachas, alumbrando después de una longitud de aproximadamente 35 km. en la laguna de Mamacocha y continuar para verter sus aguas al río Colca. También es probable que muchas poblaciones hayan sido arrasadas por las coladas lávicas, como puede advertirse por los restos arquitectónicos y andenes de la pampa de Ayo (a 5 km noreste del pueblo homónimo). Los pobladores de la zona afirman, por relatos tradicionales, que el vulcanismo se produjo cuando ya los españoles habían conquistado el Perú. Finalmente se debe enfatizar de que la fase piroclástica ha conformado conos de cenizas y escorias que destacan dentro de los campos lávicos, conformando un paisaje espectacular. Los conos de escoria se desarrollaron en forma más o menos explosiva, con un crecimiento rápido originando montículos que alcanzaron altitudes considerables, merece citarse por su espectacularidad el volcán Puca Mauras (contiguo a la Mina Santa Rosa). Los flancos están constituidos por fragmentos escoriáceos depositados con ángulo de reposo de 35 a 40 y los cráteres, mayormente, se encuentran taponados con materiales cineríticos rojizos. Los flancos de los volcanes se encuentran disectados por quebradas angostas, originadas por la acción fluvial, probablemente el delineamiento de los cauces de estas quebradas se debió a la caída de bloques de gran tamaño, que al rodar sobre materiales escoriáceos sueltos marcaron sus huellas que más tarde siguieron los cursos de agua. Dentro del área estudiada, el número de volcanes llega a 35, aunque A. Hoempler (1965) informa haber reconocido más de 60, y según el mismo autor existen alrededor de 85 de estos aparatos distribuidos regionalmente.
Edad y Correlación.- El Grupo Andahua por su posición estratigráfica y por el estado de conservación de sus unidades es relativamente reciente data posterior a 1535.
Se correlaciona, con los volcánicos Paucarani S. Mendívil (1965), Ubinas, Marocco y del Pino (1966) y Quimsachata E. Audebaud (1973).
En el área estudiada se identifican diferentes cuerpos intrusivos cuyas dimensiones varían desde macizos plutónicos hasta cuerpos hipabisales, con secuencia de emplazamiento probable desde el Cretáceo superior hasta el Mioceno terminal. Las rocas plutónicas están expuestas en los sectores NNE y SSO del cuadrángulo de Huambo, intruyendo tanto al basamento Precambriano como a las formaciones Mesozoicas, con dimensiones que varían desde batolíticas hasta stocks y que regionalmente deben considerarse como integrantes del Batolito Andino. En cambio, los cuerpos hipabisales están ubicados tanto en el cuadrángulo de Huambo como en el de Orcopampa y representan las intrusiones más jóvenes.
Las rocas plutónicas expuestas en el área de estudio están constituidas por rocas graníticas de la Superunidad Tiabaya E. J. Cobbing (1984), del Segmento Arequipa que forma parte del Batolito de la Costa. Dentro de la región investigada se distinguen dos sectores de emplazamiento plutónico: occidental y nororiental, limitados por la Zona Comprimida que es la franja estructural de mayor deformación en el área.
En el sector occidental la intrusión está constituida por un macizo plutónico que es parte integrante del Batolito de la Costa, que inicia su exposición al sureste de Arequipa y se prolonga hasta la región de Chiclayo, a lo largo de una faja denominada Frente Occidental de Los Andes.
Como se destaca en el capítulo de Geología Estructural, su exposición alargada, ubicada en el margen continental y limitada por profundas fallas longitudinales, sugiere un control estructura de emplazamiento a lo largo de profundos dislocamientos producidos, probablemente, durante las fases tempranas del ciclo andino. Así mismo, el rasgo morfotectónico que presenta es tal que constituye un macizo levantado con cotas que alcanzan los 3,775 m.s.n.m. en el cerro Cisara y 4,442 m. en el cerro Timar, cuyo conjunto debe considerarse como un horst. Las principales unidades petrográficas de este sector del Batolito de la Costa, son la masa predominante de diorita que rodea a una tonalita potásica, asociada a su vez a un cuerpo de granodiorita y adamelita, que se discuten a continuación con relación paragenética de emplazamiento en orden ascendente.
Diorita.- Las mayores exposiciones de diorita se hallan en partes situadas en ambas márgenes del valle del Majes, en el lado noroeste, un área comprendida desde la garganta del río hasta las inmediaciones de los cerros Negro y mamas; mientras en el lado sureste, constituye un macizo montañoso más extenso en el que los cerros Císara, Lucería, Tororunca y Acopuquio, son las elevaciones más prominentes y constituyen la prolongación de las rocas plutónicas y metamórficas que en el área de Arequipa se reconoce como Cordillera de Laderas (W. Jenks, 1948; L. Vargas 1970). Dicho cuerpo intruye a gneises del complejo metamórfico en las partes bajas de los cerros Andamayo y Negro, en otros sectores, estas rocas se exponen como techos colgantes; también intruye al Grupo Ongoro en las proximidades de la hacienda y quebrada Honda. En la quebrada San Francisco, marginalmente a un gabro de grano fino de pequeña dimensión que probablemente representa la cristalización más antigua y básica de este sector del Batolito de la Costa y un poco más al Norte (partes altas del río Capiza), la diorita engloba xenolitos de microgabro y contiene enclaves de piroxenita. La diorita es una roca de grano grueso gris verdosa, mesócrata en las porciones centrales. Está rodeada por una microdiorita periférica un tanto melanócrata y de menor extensión, aunque, en los sectores de la hacienda Perú y quebrada San Francisco es bastante considerable. Es probable que tanto el gabro inicial como la diorita se haya emplazado sintectónicamente en los últimos intervalos finales de la tectogénesis del Cretáceo Superior o principios del Paleoceno (“Fase Peruana”), evidenciado por considerable orientación de sus minerales constituyentes y cierto metamorfismo dinámico. Por otro lado, en el cerro Timar, la diorita trunca una falla de empuje, donde el plutón conjuntamente con el gneis cabalgan a la Formación Socosani y al Grupo Yura y en el sector del río Capiza, la misma diorita y los
metamórficos, sobrecabalgan al grupo Yura y a las formaciones Murco y Arcurquina (consideraciones que amplían en el capítulo de Geología Estructural). En sección delgada la diorita central muestra cristales de plagioclasa mayormente subhedrales, las hornblendas actinolitizadas, y la biotita cloritizada y textura granular hipidiomórfica. Otra sección de la microdiorita periférica muestra que el mineral predominante es la oligoclasa seguida por la biotita y cantidades menores de minerales opacos con productos secundarios apreciables, calcita, sericita, limonita, cuarzo y epídota. Por otro lado, la roca está compuesta por cristales rotos y deformados de plagioclasa (porfiroclastos). La matriz es esquistosa.
Tonalita.- Después de la diorita, la tonalita es la roca de mayor extensión que ocurre en este sector del batolito; aflora en dos porciones; una en las proximidades de la hacienda Andamayo (flanco oriental de la curva del cañón Majes-Colca) donde nítidamente intruye a la diorita y constituye el macizo de los cerros Jarán, y la segunda ubicada más al sureste, en las partes bajas de las lomas de Chiriaco en contacto muy transicional a dicha roca. El contacto con los grupos Ongoro y Yura está dado por las fallas normales a lo largo de las quebradas Huatiapa y Andamayo, respectivamente. A diferencia de la diorita, la fase tonalítica no muestra mayor deformación que ciertos fracturamientos de algunos feldespatos, pero sin ninguna orientación. Es una roca gris rosada, bastante verdosa por epidotización, de los afloramiento del cerro Lomas de Chiriaco, se estudió una sección delgada que muestra lo siguiente: 75% de plagioclasa (oligoclasa) con dimensiones que oscilan entre 2.2 y 0.2 mm. y 20% de cuarzo con 2 a 0.5 mm. Accesorios de flogopita, zircón y esfena y como minerales secundarios la epídota (abundante), clorita, sericita y limonita. En cambio, la tonalita expuesta en Andamayo es más fresca y de composición algo potásica, de tonalidad blanca-rosácea, pero dadas las características texturales similares, se le considera como parte de la anterior y debe ser solamente el producto de un enriquecimiento potásico. Una sección delgada muestra plagioclasas (oligoclasa-andesina) con un promedio de 55% cuyas dimensiones son de 3 y 1 mm. cuarzo de igual tamaño con 20% de porcentaje, 10% de hornblenda y biotita, como accesorios están la microlina peritizada con un promedio de 4%. En cantidades menores están la esfena, apatita, minerales opacos, zircón y los mismos minerales secundarios como en la tonalita de Lomas de Chiriaco, pero en porcentajes más reducidos. En la márgen occidental de la curva del Cañón Majes-Colca la tonalita grada marginalmente a una granodiorita blanca rosácea, con incremento del feldespato potásico (microlina-pertita) y con disminución del porcentaje de hornblenda y biotita.
Adamelita.- En la quebrada Santa Rosa (límite meridional con la hoja de Aplao) se tienen puntones de adamelita intruyendo a las unidades del complejo metamórfico. La roca es de grano grueso a medio, gris verdosa algo rosácea y con un fracturamiento que aparenta capas sedimentarias. El análisis en sección delgada indica que la plagioclasa corresponde a oligoclasaandesina con dimensiones de 3.5, 2 y 1 mm. y un porcentaje de 40%, ortosa 30%, con tamaños de 6, 3.5 y 1 mm. y los minerales accesorios son: 10% de hornblenda, 25% de biotita, con pequeñas cantidades de esfena, zircón y minerales opacos. Los productos de alteración son: sericita, clorita, arcilla, epídota y prehnita. Además, se observan que algunos granos de ortosa tienen inclusiones de hornblenda y plagioclasa anhedrales, y en algunos casos, a lamelas de biotita están alterados. Cabe señalar que la adamelita y la granodiorita constituyen sólo las porciones exteriores más ácidas y potásicas de los cuerpos de tonalita, y por ende son productos de una misma generación.
Al noroeste del cañón del Colca (entre Uñón y Ucuchachas) se tiene la ocurrencia de varios intrusivos granitoides de menor tamaño que las grandes unidades del Batolito de l a Costa, aparentemente más jóvenes y en la mayoría de los casos incluyen varios tipos de rocas. Las asociaciones principales son adamelita-granodiorita y leucogranito-granito rosado.
Adamelita-granodiorita.- En tres áreas de este sector se tiene la ocurrencia de un adamelita de grano fino gris clara, rodeada por una granodiorita texturalmente similar, pero algo más oscura. La primera de éstas se expone en el macizo Seccancca-Yancca (partes altas de Uñón) y a lo largo de una alineación montañosa NO-SE, con 20 km de longitud y 6 km de ancho aproximadamente, intruye al Grupo Yura y a las formaciones Murco y Arcurquina y siguen también, la Zona Comprimida. El cerro Yajirhua es la unidad más prominente con una cota de 5,224 m.s.n.m. Dichas rocas se encuentran a su vez, atravesadas por intrusiones de andesita porfirítica gris oscura, por lo que no se puede precisar cual de las unidades ha mineralizado el yacimiento Piraucho. Las rocas muestran una orientación considerable de sus minerales, lo que sugiere emplazamiento en condiciones de esfuerzo.
Otros plutones de similar litología ocurren en la zona de fallamiento en bloques en los flancos de la Cordillera de Cira. En la vertiente occidental están expuestas a lo largo del farallón de la depresión Andahua-Ayo, siguiendo una faja de 20 km de longitud (comprendida entre las proximidades en la pampa de Ayo y la laguna Chachas). En el flanco oriental se extienden desde el cerro Huillacapane hasta el de Ontacota (partes altas de las Lomas de Choco). En ambas exposiciones intruyen y metamorfizan al Grupo Yura y en las partes altas afectan, también, a las unidades de la Formación Orcopampa. Megascópicamente, la adamelita es una roca gris clara de tonalidad levemente violácea, con ortosa y plagioclasa en proporciones cercanas y cantidades apreciables de cuarzo intersticial y además contiene pequeños cristales tabulares de hornblenda verde.
Granitos.- En las gargantes de los ríos Colca y Chahuaza (entre las proximidades de Canco y Ucuchachas) se tienen intrusiones de granitos, que afectan al gneis del complejo y al Grupo Yura. En la confluencia de los ríos Colca y Cusca (Choco) y partes bajas de Ajpi, se presenta un granito blanquecino de grano grueso medio, con ortosas claras en proporción predominante sobre plagioclasas blancas bien definidas, con pequeñas cantidades de biotita. Dicho granito, hacia las zonas marginales, grada a un granito gris rosado especialmente hacia la desembocadura del río Cusca, donde intruye a un augen gneis. El granito, aguas abajo del río Colca y partes bajas de los cerros Aquehuina y Unca, intruye al Grupo Yura y está en contacto fallado con el gneis. Otro granito, de aspecto algo diferente al anterior está expuesto a manera de stock entre las cumbres de Jilla y la quebrada Llactamayo (próxima a Ucuchachas), donde intruye exclusivamente areniscas cretáceas. El intrusivo es de grano grueso, gris verdoso con cristales de ortosa algo rosada y cantidades mayores de plagioclasas blancas, cuarzo intersticial y placas de biotita negra.
Además de los cuerpos plutónicos antes descritos ocurren dentro del área relevada diferentes intrusivos de variada naturaleza conformando desde limitados puntones hasta grandes “stocks”.
“Stock” de Ashua.- Se denomina así a un pórfido hipabisal que en el área de Ashua intruye, principalmente, a las capas rojas del Cretáceo superior. Es un “stock” con una longitud aproximada de 25 km y un ancho promedio de 4 km. Se extiende desde el cerro Chachacumayo (parte altade la hacienda Jasmín) al cerro Ichocollo (cabeceras del río Seraj).
A lo largo de su exposición, intruye y metamorfiza a la Formación Seraj, en la localidad de Iarán intruye también a las formaciones Murco y Arcurquina. En Ashua los conglomerados Huanca sólo quedan a unos 300 m. y no presentan ningún metamorfismo termal, por lo que se supone que se trata de un intrusivo del Cretáceo superior, probablemente como una última manifestación de la actividad batolítica. Megascópicamente la roca es de composición dacítica, con fenos de plagioclasa blanca, cuarzo y biotita con escasa hornblenda. La matríz es afanítica con tono gris claro.
Intrusiones volcánicas.- Por las observaciones de campo, la actividad magmática que originó el emplazamiento del Grupo Tacaza en el área estudiada tuvo dos fases principales: la primera efusiva y la otra tranquila e intrusiva. Esta última manifestación volcánica originó el emplazamiento de masas sub-volcánicas en forma de brechas intrusivas con magnitudes considerables, asociadas, también con cuerpos porfiríticos homogéneos, aunque de dimensiones más limitadas. El más importante de estos cuerpos se encuentran en las partes meridional y septentrional de los cuadrángulos de Orcopampa y Huambo, respectivamente, cuyas unidades constituyen, principalmente, los macizos más elevados de la Cordillera de Chila, siendo las más importantes las cumbres de Asnahuañusja, Casiri, Corani, Jallhua, Achacota situadas al Este de Chachas y las proximidades de Miña. Los contactos con las rocas encajonantes son bastante inclinados, pero las trazas son muy irregulares, las unidades intruídas son el Grupo Yura y la Formación Orcopampa. Las rocas intruídas han sufrido un intenso metamorfismo termal, con formación de cuarzo secundario en las areniscas cretáceas e intensa silicificación y piritización en las unidades del Mioceno. Las brechas intrusivas, aunque volumétricamente mayores, están acompañadas por otros cuerpos porfiríticos homogéneos de naturaleza variada. Petrográficamente, las brechas están compuestas por litoclastos de dimensiones heterogéneas y de composición riodacítica, con tonalidad gris verdosa por cloritización. Los minerales visibles en los litoclastos son ortosa-plagioclasa y cuarzo predominante, pocas cantidades de biotita y escasa hornblenda. Los cuerpos porfiríticos masivos tienen mineralogía similar dentro de una pasta afanítica gris clara a gris verdosa. En algunos casos los cuerpos porfiríticos homogéneos se presentan solos, como ocurren en el cerro Tacupampa (entre Llanca y Ucuchachas) y en el río Miña. Unidades similares se exponen en otros lugares, con dimensiones menores, entre los cuales destacan los del cerro Huayna Punco (Palcacha), Sarpane (mina Orcopampa), Sauce (lag. Machucocha) y Pahuana (lag. Mucurca).
Andesita de Tororunca .- En el extremo Sur del cuadrángulo de Huambo, se exponen apófisis de andesitas, que intruyen a la Formación Socosani, pero a su vez están afectadas por la andesita marginal del Batolito de la Costa, por lo que debe tratarse de un intrusivo anterior al plutonismo, probablemente relacionado al magmatismo del Jurásico superior y del Cretáceo medio a superior. La roca es de color gris verde con fenos de plagioclasa en matriz afanítica. Lateralmente pasa a una brecha intrusiva con litoclastos de naturaleza similar.
En el área estudiada pueden distinguirse tres zonas o fajas principales de deformación (Fig. 4). Estas siguen la tendencia andina y están definidas geográficamente por el arreglo estructural característico de cada una de ellas.
Es la faja longitudinal constituida mayormente por unidades plutónicas y que geomorfológicamente constituye el Frente Occidental de los Andes. Dentro del área estudiada parte de esta unidad estructural se encuentra ubicada en la porción suroccidental del cuadrángulo de Huambo. Por la forma alargada y su ubicación en la margen continental, sugiere que el Batolito de la Costa tuvo control estructural de emplazamiento; es decir, siguiendo una profunda faja de cizallamiento desarrollada, tal vez, durante las fases iniciales del ciclo de sedimentación andina; por otro lado, la ubicación del batolito asociado especialmente a bloques del comple jo cratónico (Fig. 5), tal como sucede con el Batolito de San Nicolás (situado en la Cordillera de la Costa), y con otros plutones de la Cordillera Oriental, hace pensar en una tendencia preferencial de ubicación con este tipo de unidades, cuyas razones aún no están establecidas. Según sus relaciones de campo, el Batolito de la Costa inició su emplazamiento con la tectónica del Neocretáceo o Eoterciario, ya que en ciertos sectores trunca estructuras producidas durante esta fase orogénica como ocurre en el cerro Timar, donde el cabalgamiento del gneis del basamento cristalino sobre la Formación Socosani (Perfil C-C´) es truncado por la diorita del batolito un poco más al noreste (Cerro Lucería). Sin embargo, en el sector de Andamayo la misma diorita y el gneis sobrecabalgan a rocas mesozoicas plegadas (Perfil B B´) por una falla que aparentemente es la prolongación de la anterior, reconocida por E. Olchauski (comunicación personal) como falla de Pampacolca en la ciudad homónima. Estas evidencias estarían indicando que, por lo menos, esta porción del Batolito de la Costa es tardi-tectónico y es probable, también que una vez completado el emplazamiento y su
consolidación, el esfuerzo compresivo aún continuó de modo que el macizo plutónico ejerció cierta presión, comprimiendo aún más a la pila sedimentaria contra el bloque gneísico del Colca (Fig. 5) desarrollándose así la “Zona Comprimida”, unidad que se encuentra continua y al Este del batolito. Antes del emplazamiento del Batolito de la Costa, la pila sedimentaria de la zona estuvo sujeta a efectos compresivos, desarrollándose un plegamiento poco intenso, con estructuras bastante amplias, contrastantes con los pliegues de la “Zona Comprimida” adyacente, y con el estilo de la zona de fallamiento en bloques. Esto se deduce en base al plegamiento andino que afecta al Grupo Ongoro (Fig. 5 y 6) en el curso superior del río majes (sinclinales y anticlinales simétricos), con una tendencia que probablemente se mantiene hacia el Oeste, donde el Mesozoico presenta pliegues amplios o combaduras homoclinales regionales (Grupo Yura del cuadrángulo de Aplao). Esta zona estructural incluye también fallas gravitacionales post plutónicas, las que se habrían desarrollado por efectos de tensión cuando el emplazamiento del batolito llegó a su culminación y los esfuerzos compresivos dejaron de actuar. De estas fallas, las más importantes son aquellas situadas en el margen suroccidental de la zona, con rumbo NO-SE pasan por las haciendas La Central, Huatiapa y Ongoro, y en las cuales los bloques del Oeste son los descendidos, de tal manera que el Frente Occidental de los Andes no es otra cosa que una superficie de erosión desarrollada sobre escarpas de fallas y que constituye el límite de cuenca de las formaciones Sotillo y Millo. Finalmente, en el límite nororiental del área ocurren fallas de este tipo con extensiones limitadas, donde los bloques orientales han descendido, razón por la que el rasgo morfotectónico final de la zona es un “horst”.
Es la faja de mayor deformación ubicada junto y al noreste de la zona de fallamiento en bloques y alcanza un ancho promedio de 20 km. Sin embargo, la extensión longitudinal no puede precisarse con exactitud por estar cubiertos sus afloramientos. Esta zona estructural se caracteriza por el desarrollo de pliegues volcanos y fallas de empuje de alto ángulo, que han llevado mayormente, al Grupo Yura sobre las calizas Arcurquina, y donde las rocas de la Formación Murco han contribuido con los efectos tectónicos. En este comportamiento participó también la Formación Seraj en el sector sureste del área (Perfil CC´). Los anticlinales y sinclinales son continuos y a veces en echelón, con ejes que alcanzan extensiones hasta de 30 km, pero la mayoría son más pequeños. Estas estructuras están constituidas mayormente por las unidades competentes del Grupo Yura y Formación Arcurquina, donde la Formación Murco, intermedia, se ha replegado independiente con multiplicación de pliegues (disarmónicamente), debido a las características mecánicas de sus unidades: sedimentos areno-limosos y materiales evaporíticos, ocasionando el engrosamiento en los núcleos de los pliegues mayores y un adelgazamiento en los flancos. Sin embargo, este tipo de deformación no debe atribuirse solamente a la presencia de la Formación Murco, sino también a la influencia de las otras dos zonas de fallamiento en bloques que se ha plegado conjuntamente manteniendo el grosor normal dentro de las estructuras. Por otro lado, no se anotó anteriormente, también el Batolito de la Costa pudo haber seguido comprimiendo hacia el Noroeste, a la zona plegada. Las fallas de empuje están intensamente ligadas al proceso de inversión de anticlinales al superarse el límite de elasticidad de los estratos, el ejemplo mejor expuesto está al Norte de Lluta donde paquetes del flanco noreste de un anticlinal simétrico adquieren paulatinamente la posición vertical en la confluencia de los ríos La Mina y Tarucani, pasando luego a estratos invertidos en la quebrada Tintaiquisma y termina en un cabalgamiento del Grupo Yura sobre la Formación Arcurquina al truncarse la Formación Murco. En el cerro Arauco se bifurca en ramales que se proyectan uno hacia Gloriahuasi y el otro hacia Jarán, donde se separa a su vez en dos componentes: uno que se prolonga hasta Satay, pasa a un anticlinal invertido y en el cerro Pucapolleras recobra la posición de un anticlinal normal intruído por un plutón tonalítico, el otro ramal sigue la dirección de la quebrada Jasmín y se prolonga hasta el cerro Buena Vista (al noroeste de Ayo). Un ejemplo similar al anterior ocurre en el límite con la zona de emplazamiento del Batolito de la Costa, de tal forma que un anticlinal roto de la quebrada Huancani Grande pasa por el noroeste a dos ramales de fallas inversas, una donde el gneis del complejo cabalga a la
Formación Socosani y otra, de menor magnitud, dentro de los mismos paquetes jurásicos, que en el cerro Lucería son truncados por la diorita. Estas fallas probablemente estuvieron conectadas con la falla de empuje de Andamayo, ya que en el cerro Mamas tanto el comple jo como la diorita cabalgan sobre el mesozoico plegado. Las fallas de empuje se interrumpen en el cañón del río Colca a excepción de la falla que pasa por la hacienda Jasmín (Fig. 6), de modo que se recobran los pliegues invertidos del cerro Pacpaco cuyo anticlinal correspondiente está roto, de tal forma que el Grupo Yura cabalga sobre un enorme paquete de la Formación Murco repetidamente plegada e intruída por un plutón tonalítico entre la quebrada Piraucho y la hacienda Huacombre. Esta intrusión enmascara parcialmente las estructuras y por otro lado, tanto el sinclinal como el cabalgamiento forman un anticlinal y un sinclinal amplios, lo que interpreta como un registro, en este lugar, de dos fases de plegamiento: uno intenso (“Fase Peruana”) y otra de menor intensidad (“Fase Incaica”). La Zona Comprimida se supone plegada independientemente respecto al basamento cratónico rígido, probablemente por despegue de la pila sedimentaria mesozoica, estilo que también interpreta J. Cobbing (1973) en el centro del Perú. Pero, sin embargo, dado que en muchos sectores del límite occidental del área el complejo precambriano cabalga sobre el mezozoico plegado, se admite que si los plegamientos pueden ser superficiales, las fallas de empuje de alto ángulo pueden ser muy profundos afectando al basamento cratónico, donde la reactivación tensional ulterior controló la ascención de soluciones magmáticas del reciente, depositándose el Grupo Andahua de los sectores de Gloriahuasi y Marbes. La confirmación de lo anterior sería el hecho de que las fallas de empuje en el fondo del cañón del río Colca son verticales o sub-verticales (falla de Jasmín, que en la localidad homónima es esencialmente vertical y en las cumbres de Pichillhuay – Perfil BB´ - y Buena Vista es bastante echada, similar a las fallas de empuje de Pacpaco y Uñón, lo cual indica que en profundidad dichas fallas son verticales o de ángulo alto, pero en los niveles superiores pasan a fallas de ángulo bajo). Cabe destacar que, si bien las estructuras siguen la dirección andina, con un rumbo promedio de N 45 O, en el cañón del río Colca hay una deflexión por la que los ejes de los pliegues tienen un rumbo promedio de N 60 E (sector sureste de la hacienda Jasmín), recobrándose la tendencia andina desde la línea Sutanay-Filo de Achaylla. En el límite sureste de esta Zona Comprimida se produce una nueva y leve deflexión, en la que también participa la formación Huanca, de modo que este tipo de deflexiones deben atribuirse como producidas después o relacionadas a la “Fase Incaica”.
En la zona estructural de mayor extensión del área (Fig. 4), constituyendo el 75% del territorio relevado y encontrándose yuxtapuesta con la zona comprimida. Tectogenéticamente constituye la zona de menor compresión, cuya intensidad es algo comparable con la de la zona de emplazamiento del Batolito de la Costa, pero en cambio está afectada por un fallamiento en bloques ocurrido durante más de tres fases orogénicas. El plegamiento que afecta a la secuencia sedimentaria mesozoica a lo largo de esta faja estructural, se caracteriza por el desarrollo de anticlinales y sinclinales abiertos, cuyos flancos tienen un promedio de inclinación de 35, salvo en los plegamientos menores, donde suelen ocurrir capas algo más inclinadas. La pila mesozoica, de la zona tiene las características de un anticlinorio fallado, cuyo eje fue roto por el sistema de fallamiento longitudinal de Andahua. El contraste de intensidad de plegamiento con la zona comprimida yuxtapuesta por el Oeste, se atribuye, a la conjunción de dos factores principales: por un lado se considera a la Zona Comprimida como el resultado de una compresión entre dos macizos cratónicos rígidos (Fig. 5 y 6) que pudo ser acentuada aún cuando el batolito completó su consolidación, y por otro lado, la zona de fallamiento en bloques puede interpretarse debido a la presencia del núcleo rígido que no permitió una mayor compresión de la cubierta sedimentaria, pero que si cedió a un fracturamiento profundo, también otro factor podría ser la mayor carga litostática por encontrarse más próxima al centro de la cuenca andina. La secuencia volcánica miocena del sector nororiental del cuadrángulo de Orcopampa muestra un plegamiento más leve (“Fase Quichuana”), representado por pliegues más abiertos y localizados. La Formación Orcopampa muestra pliegues cuyos ejes tienen una dirección N-S, como se ve en áreas del norte de Umachulco, laguna Shuspillococha y alrededores de Jome y Hujuyo. En cambio, la Formación Alpabamba muestra un plegamiento más menudo y algo más apretado que la unidad inferior, probablemente por estar constituida por paquetes menos competentes. Un primer juego de fallas que sigue una dirección NO-SE es de desplazamiento de rumbo, con sistemas generalmente conjugados y donde los movimimientos parecen ser esencialmente dextrales. Se llega a esta conclusión, por el hecho de que existen desplazamientos tangenciales de las unidades afectadas, y aún más, el estudio de los espejos de fricción muestra este tipo de movimiento, siendo éstas las fallas del valle de Palcuyo (próxima a la estancia Callalli), las fallas adyacentes al pueblo de Chepacoco y la más notable, la falla que pasa a unos 400 m. al Norte de Panahua, con nítidos espejos de fricción.
Por lo menos en el área investigada los volcanes del Grupo Barroso y luego del Grupo Andahua muestran un control estructural de desarrollo con fallas de esta naturaleza, ya que están distribuidos según la alineación de los accidentes mayores, por lo que se admite reactivaciones ulteriores de estas fallas profundas pero de naturaleza tensional. Así se tiene la falla de Panahua, que por el noroeste se proyecta pasando por el volumen Mauras (adyacente a Misahuanca), y por el sureste pasa por la alineación de los volcanes Venayoc (del Grupo Barroso y probablemente también está relacionada con los volcanes Coropuna y Marhuas (ambas del Grupo Andahua) al noreste de Ucuchachas. Lo mismo se atribuye a la alineación de los volcanes del cerro Sani (Ajicata) con los tres del cerro Antapuna (al Norte de Huancarama) que, aunque están emplazados sobre terrenos miocenos, pueden estar relacionados con dislocamientos profundos mucho más antiguos. Los volcanes del Grupo Andahua ubicados al noreste del valle de Orcopampa (Yana Mauras, Misahuanca, Mauras, Incamina, Achaco, Jullullayoc y Maures) se consideran relacionados con fallas de este tipo, por encontrarse en la dirección de éstas. El sistema de fallas longitudinales de la depresión de Andahua, aunque cubierta por flujos lávicos recientes, posiblemente fue de desplazamiento de rumbo, habiéndose reactivado como fallas gravitacionales, durante la fase tectónica del Mio-plioceno y que en el reciente sólo sufrieron cierta separación en bloques, dando lugar a la ascensión de soluciones magmáticas. Se llega a esta interpretación debido a que no se observan dislocamientos ni movimientos diferenciales que afectan a los depósitos aluviales que subyacen a las cubiertas de lavas, así como también al perfil aplanado del fondo del valle, es sólo por deposición de las efusiones y por lo tanto no hay indicios de la formación de un graben en el reciente. En la orilla de la laguna Machucocha, el Grupo Tacaza está fallado y los espejos de fricción indican un movimiento tangencial, cruzado por otros de naturaleza gravitacional. De ello se deduce que también en la “Fase Quichuana” se produjeron fallas de compresión, aunque probablemente como reactivación de otras más antiguas. Cabe anotar que la espina volcánica del cerro Sani (del Grupo Barroso) está situada en la falla de Machucocha. Un nuevo juego de fallas, esta vez de naturaleza mayormente tensional y de rumbo NE-SO o sea transversales a las fallas de desplazamiento de rumbo, ocurren en esta zona estructural. La más importante de éstas, constituye la falla de Orcopampa que se manifiesta por una zona de hundimiento, donde aparentemente el bloque descendido es el del margen suroriental y que intercepta al sistema de fallas de Andahua en la localidad homónima, con juntamente como lo hace también la falla de Anuro (Hoempler, 1962) y a lo largo de la cual se encuentran los volcanes Yanamauras (Andahua), Pucamauras y las adyacentes a la mina Santa Rosa.
Este tipo de accidentes se suponen limitados por las fallas longitudinales del noreste de Chachas, ya que la ubicación de los volcanes Huachalanqui, Pucamauras (lomas de Nahuira) y Venayoc insinúan esta interpretación. Las fallas probablemente están conectadas con las que existen en el área de Joma y que ponen en contacto de falla a la Formación Alpabamba y Orcopampa. En el sector comprendido entre los ríos Colca y Tarucani, existen fallas pertenecientes al segundo juego, groseramente paralelas y de rumbo promedio N50E. De ellas las más importantes son aquellas dos situadas al Norte de Huambo y que en sus extremos orientales afectan a flujos lávicos recientes que bajan del Ampato (pertenecientes al Grupo Andahua), prolongándose por el suroeste hacia el río Colca, siguiendo las quebradas Unca y Bajarhua respectivamente y conjugando en Canco. Por otro lado, entre Canco y la desembocadura de la quebrada Jasmín, el Grupo Yura está plegado en el flanco noroeste del Colca, mientras que en el lado opuesto sólo ofrece un homoclinal NE-SO con capas inclinadas al sureste. Se postula una falla de desplazamiento de rumbo en el lecho del mencionado río, probablemente relacionada a la deflexión de la zona comprimida al suroeste de Jasmín. Si esta interpretación es correcta, las fallas del extremo oriental constituirían simplemente una reactivación tensional muy reciente de un occidente antiguo y de naturaleza compresiva.
La actividad minera no es muy intensa en el área investigada, aunque todavía no se ha llevado a cabo una exploración sistemática, necesaria pues son atractivas las condiciones geológicas para ubicar yacimientos mineros.
El yacimiento mineral de Orcopampa se encuentra a 2 km al Este del poblado homónimo, donde la operación minera está a cargo de la Cía. de Minas de Buenaventura S.A. con un tratamiento diario de 250 TM. Las menas se encuentran depositadas en la Formación Orcopampa según un sistema de vetas paralelas y como relleno de fallas tensionales. La principal asociación mineral está dada por tennantita (freibergita) y cantidades menores de galena, esfalerita, chalcopirita, oro, polibasita y bournonita, teniendo como gangas principales a la rodocrosita y al cuarzo, seguidos en importancia por la pirita, baritina y ankerita. La alteración hidrotermal de las rocas encajonantes es la silicificación y la piritización. Este tipo de mineralización hace que el yacimiento Orcopampa se considere relacionado genéticamente a los de Arcata, Cailloma y Sucuitambo. Las vetas explotadas se denominan Manto, Santa Rosa, Santiago y el prospecto Alhuire, en este último caso la mena encontrada es el antimonio.
Se encuentra a 12 km al noreste de Andahua (sector meridional del valle de Orcopampa) y el mineral que se extrae es la estibina, emplazada en vetas cortas que siguen
una dirección N-S, próxima a la probable falla de Anuro (Hoempler, 1962), en cuya alineación se encontraría el volcán Puca Mauras. La ocurrencia de la estibina, tanto en las vetas de Arcata como en Alhuire, significa tal vez una mineralización regional de una sola sucesión paragenética, y el yacimiento de Santa Rosa sólo representaría una precipitación ulterior y en condiciones muy próximas a la superficie.2
Otros depósitos.- Además de los citados yacimientos que se encuentran en explotación, existen otros actualmente abandonados, aparentemente no por agotamiento. Uno de ellos es el yacimiento de Piraucho, situado en la naciente de la quebrada del mismo nombre (10 km al Norte de Uñón), donde según información de los pobladores de la zona hubo interés de efectuar operaciones mineras por una entidad alemana en este lugar y aún de construir una carretera de acceso desde Capiza, pero fueron suspendidos por razones que se desconocen. El depósito está constituido por menas de plata y oro, tiene como roca de caja de la Formación Arcurquina y genéticamente está relacionado al intrusivo de Pirancho. Otro yacimiento, que se ha tenido referencia, se encuentra en el cerro Huina (Laguna Mucurca) emplazado como relleno de fractura en el Grupo Tacaza, probablemente relacionado a un pórfido andesítico que intruye a estas rocas. Por las muestras, ofrecidas por un poblador de Huambo, la mena está constituida por plomo y zinc masivos, aunque se tiene referencia que en el virreynato fue explotado por oro.
Sal y Yeso.- En ciertas localidades las formaciones Murco y Seraj contienen mantos de materiales evaporíticos, principalmente consistentes en halita y yeso. La sal común tiene mayor ocurrencia en la Formación Seraj y es explotada en las minas Rodríguez y Pucahuayco, situadas a 6 y 10 km al sureste de Huambo respectivamente, cuya mineralización se produce en mantos lenticulares y con espesores que alcanzan 2 mts. en las porciones centrales. La ocurrencia de yeso en el área estudiada y que podría ser aprovechada, se encuentra en la vertiente occidental de las Lomadas de Mamas (próxima a Capiza), en mantos que alcanzan de 1 a 1.5 m. de grosor dentro de los niveles superiores de la Formación Murco. En cantidades menores, el yeso ocurre en la Formación Chilcane V. Benavides (1962) equivalente a parte de la Formación Seraj, donde se encuentran canteras de yeso explotadas actualmente (1974).
Travertino.- En la margen derecha del valle de Huambo (frente al túnel de Ashua) se encuentra un depósito de travertinos calcáreos cubiertos parcialmente, por depósitos aluviales y que, podrían ser explotados económicamente, ya que ello facilitaría la carretera del Proyecto Majes.
Los principales acontecimientos que contribuyeron al desarrollo geológico de la región estudiada pueden sumarizarse según la siguiente secuencia: Las rocas más antiguas de la columna geológica son gneises de composición tonalítica y granítica (Complejo de Majes-Colca), los cuales representan los niveles más profundos de un metamorfismo regional precambriano. Probablemente en el Paleozoico inferior o el Precambriano superior se produjo una depositación clástica de ambientes marinos, vinculada a un vulcanismo de composición intermedia y que posteriormente fue modificado por un metamorfismo de bajo grado (Grupo Ongoro). Se desconocen unidades pre-mesozoicas posteriores al Grupo Ongoro, probablemente debido a emersión y profunda denudación. La transgresión mesozoica debió iniciarse a principios del Liásico inferior asociada a un intenso volcanismo de tipo arrecifal, aunque en el área no se expone la Formación Chocolate ni la porción inferior de la Formación Socosani. -A fines del Bajociano medio se produjo un levantamiento regional de naturaleza epirogénica y que probablemente significó una manifestación de la “Fase Nevadiana” (discordancia erosional entre la Formación Socosani y el Grupo Yura). -Sobrevino después una nueva fase de acumulación clástica de naturaleza arenolimosa ligeramente calcárea entre el Caloviano y probablemente el Neocomiano inferior, que finalizó con una emersión leve y con sedimentación de ambientes playeros (Formación Hualhuani). -
Por la continuación de dicha levantamiento se formaron áreas emergidas, sujetas a condiciones oxidantes (Formación Murco), entre el Neocomiano superior y el Aptiano.
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A principios del Albiano sobrevino una sumersión general dando condiciones favorables para acumulaciones calcáreas, en un mar sujeto a ambientes agitados y de poca profundidad (Formación Arcurquina), hasta el Cenomaniano.
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A continuación, probablemente en el Santoniano, el prisma sedimentario andino sufrió un levantamiento considerable de naturaleza epirogénica (fase intracretácea), que debe considerarse como uno de los más impotantes por el hecho de que fue por él, cuando realmente los Andes iniciaron su levantamiento. En el área estudiada este levantamiento dio lugar a una deposición clástica de ambientes regresivos (Formación Seraj).
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El prisma sedimentario andino, acumulado hasta entonces, fue fuertemente comprimido (tectogénesis) por primera vez a fines del Cretáceo o principios del Paleoceno (Fase Peruana) desarrollándose en la región investigada tres fajas de deformación: una occidental de plegamientos amplios e intruída por el Batolito de la Costa, una central de plegamientos apretados y afectada por fallas de empuje y una oriental de pliegues abiertos con fallas de desplazamiento de rumbo.
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Posterior a este plegamiento sobrevino una intensa erosión que dio lugar a una ancha cuenca de acumulación continental (Formación Huanca) del Paleoceno y el Oligoceno.
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A fines del Oligoceno se produjo un nuevo proceso compresivo (Fase Incaica) que afectó con pliegues amplios a la Formación Huanca y modificó las estructuras, de la tendencia andina, a otras de dirección E-O ó NE-SO.
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En el Mioceno, después de la fase de erosión y el desarrollo del relieve respectivo, se produjo un proceso de tensión en la región cordillerana que motivó un intenso magmatismo mayormente efusivo (Formación Orcopampa) asociado, a su vez, con intrusiones hipabisales, vinculados algunos de ellos a soluciones mineralizantes (Ag – Pb – Zn – Au y finalmente Sb).
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Toda la pila de rocas anteriormente acumuladas, fueron levemente plegadas (Fase Quichuana) causando sólo algunos combamientos en la Formación Ongoro. En cambio, es importante por el fallamiento gravitacional causado en las tres zonas estructurales anteriormente formadas, como resultado de un considerable levantamiento del bloque andino. Este hecho fue seguido por procesos denudatorios pronunciados que resultó en un relieve ondulado de la región cordillerana y una peneplanicie en la depresión preandina (ésta última fue cubierta por la Formación Millo).
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Una nueva fase de fallamiento dio lugar a un intenso volcanismo de tipo fisural y de naturaleza piroclástica en el Plioceno medio superior (Formación Sencca).
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En el Plio-pleistoceno se inició una nueva fase magmática de naturaleza, principalmente, andesítica con formación de aparatos volcánicos ubicados, mayormente, en las alineaciones de las fallas principales (Grupo Barroso a través de tres fases principales).
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Luego sobrevino un levantamiento regional aún vigente y la faja cordillerana alcanzó altitudes suficientes para la formación de casquetes glaciares, desarrollándose morrenas, lagunas morrénicas y cubiertas fluvioglaciares, con acumulación de depósitos aluviales en los valles cuando sobrevino la consecuente deglaciación. El drenaje fue acentuado por la intensa remoción fluvial, alcanzándose, por fin un relieve algo similar al actual.
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Durante el Cuaternario reciente, probablemente se produjo una tensión regional en esta parte de los Andes, que condujo a un magmatismo de estructura clastolítica y formación de conos piroclásticos integrantes del Grupo Andahua, como una extensión del vulcanismo cenozoico o tal vez como el inicio de un nuevo proceso geológico de los Andes.
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