Tesis GIL Antepaís

TESIS DE DOCTORADO Para la obtención del título de Doctor de la Universidad Paul Sabatier Toulouse III Disciplina: Geología Especialida Especialidad d : Tectónica Tectónica y Sedimentación Sedimentación

Willy Fernando GIL RODRIGUEZ

EVOLUCION LATERAL DE LA DEFORMACION DE UN FRENTE OROG OROGEN ENIC ICO O: EJEMPLO DE LAS CUENCAS CUENCAS SUBANDINAS SUBANDINAS ENTRE 0° Y 16°S

JULIO 2001

Univer Universid sidad ad Toulou Toulouse se III – Paul Paul Sabatie Sabatierr U.F.R. de Cienci Ciencias as de la la Vida Vida y de la Tierrra Tierrra Escuela Escuela Doctor Doctoral al de Cien Ciencia ciass del Univer Universo, so, del del Medioa Medioambi mbient entee y del Espa Espacio cio

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EVOLUCION LATERAL DE LA DEFORMACION DE UN FRENTE OROG OROGEN ENIC ICO O: EJEMPLO DE LAS LAS CUENCAS SUBANDINAS SUBANDINAS ENTRE 0° Y 16°S 16°S

Disertada Disertada el 03 de Julio Julio de 2001, delante delante del del Jurado Jurado compuesto compuesto por : Patrice BABY Investigador del IRD (Director de Tesis) Jean-François Jean-François BALLARD BALLARD Ingeniero Ingeniero de TOTALFINAE TOTALFINAELF LF (Examinador) (Examinador) Joachim Joachim DERAMO DERAMOND ND Profeso Profesorr de la Univers Universida idad d de Toulou Toulouse se III (Direct (Director or de Tes Tesis) is) Gérard HERAIL Director de de In Investigación del IR IRD (Examinador) Yves HERVOUËT HERVOUËT Profesor de la Universidad Universidad de Pau et des Pays de l’Adour l’Adour (Dictaminante (Dictaminante)) Jacques REY Profesor de la Universidad de Toulouse III (Examinador) Marc TARDY Profesor de la Universidad de Savoie, Chambéry (Dictaminante)

DYNAMIQUE DES BASSINS

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo de fue financiado por ELF EXPLORATIO PRODUCTION, en el cuadro de un convenio de investigación con el IRD (ex ORSTOM). Agradezco en primer lugar a las personas que participaron en el establecimiento de este convenio y por todas las facilidades permitidas durante mis diferentes estadías en el Centro Científico y Tecnológico de ELF EP en la ciudad de Pau, y en la filial de Lima-Perú entre los años 1996-1999: Patrick Sorriaux, Jean-François Ballard, Jean-Marie Flamand, Michel Le Vot, Jean-Yves Froute y a todas las personas que hicieron agradables mis días en Pau. De la misma manera mis agradecimientos al Profesor Joachim Déramond, de la Universidad de Toulouse, por aceptarme en su laboratorio de Análisis de Cuencas. Todos mis agradecimientos van a Patrice Baby y Gérard Hérail por sus aportes y criticas durante la realización de esta tesis, sin olvidar a Stéphane Brusset, por su contribución durante estos últimos 6 meses en Toulouse. Mis reconocimientos y agradecimientos a los Profesores Marc Tardy e Yves Hervouët que aceptaron juzgar y dictaminar esta tesis. También agradezco al Profesor Jaques Rey por aceptar participar como examinante. También quisiera expresar mi reconocimiento a René Marocco y Miriam Soto por su participación y hospitalidad al seno de la misión del IRD en Lima. Agradezco a todas las personas del Laboratorio de 36 Ponts, Frédéric Christophoul, Gilbert Bessiere, Jean-Claude Soula, Pierre Débat, Martin « el Gringo Gringo » Roddaz, Rodrigo Riquelme (por las cenas kebab), Babeth y Emmanuel Robert, Luisa Pinto, Joseph Darrozes, sin olvidar a Mmes Nicole Guerrero, Yvette Tambareau y Marie-France Perret; por la amistad ofrecida, que contribuyo mucho para que mi estadía en Toulouse fuese agradable.

Finalmente agradezco fervientemente a mi familia por su apoyo constante e incondicional durante mis numerosas ausencias durante estos 3 años

Dedico este trabajo a mi hija Viviana y a sus “sapitos verdes”, verdes”, canción que ella me dedicaba por teléfono, y a mi esposa Miriam, por su comprensión y apoyo.

RESUMEN

La complejidad de la evolución estructural de la Zona Subandina entre 0º y 16º de latitud sur, en la que están comprendidas las cuencas subandinas del Ecuador, Perú y norte de Bolivia, está directamente ligada a la herencia del substrato y por ende a la paleogeografía pre-andina. La evolución estructural norte-sur, que se propone fue obtenida gracias a la construcción de secciones estructurales balanceadas seriadas. Las restauraciones obtenidas por el despliegue de estas, muestran el rol de la paleogeografía en la propagación de la deformación. Entre 0º y 5ºS, las cuencas Oriente del Ecuador y Marañón Y Santiago del Perú, fueron estructuradas por una tectónica de basamento como resultado de la inversión tectónica en transpresión de los sistemas de rifts triásicos y jurásicos orientados NNE-SSW. A nivel de la Cuenca Santiago, ésta tectónica de inversión interfiere con una tectónica salífera debido a las evaporítas depositadas en los dominios occidentales del rift. En la Cuenca Huallaga, (5ºS y 8ºS), al sur de la deflexión de Huancabamba, éstas evaporítas constituyen un excelente nivel de despegue originando importantes sistemas de corrimientos con vergencia al Este, y con una orientación NNW-SSE. Estos corrimientos se encuentran deformados en profundidad por probables inversiones tectónicas transpresivas, que aun se hacen sentir en estas latitudes de las cuencas subandinas. Es solo a partir de 12ºS que los efectos de la tectónica de inversión de los rifts triásicos y jurásicos no se manifiestan en las cuencas subandinas. Efectivamente, en la porción meridional de la Cuenca Ucayali y en el ámbito de la Cuenca Madre de Dios – Beni, la zona subandina se estructura por sistemas de corrimientos clásicos, desarrollados en las series sedimentarias de la plataforma paleozoica, bien preservada, donde se sitúan los niveles de despegue. Estos corrimientos originan importantes acortamientos horizontales (50% en promedio) y el desarrollo de sistemas de cuencas de antepaís comparables a los modelos propuestos por DeCelles & Giles (1996), y que no son más antiguos que el Mioceno Superior. La restauración de las secciones estructurales balanceadas permite visualizar la geometría y la amplitud de las cuencas precedentes a la deformación subandina, permitiendo la construcción de mapas paleogeográficos temáticos desde el Paleozoico Inferior. Las paleogeografías propuestas hasta la fecha, no tomaban en cuenta los acortamientos horizontales de la zona subandina, es así que la tasa de acortamiento calculada para cada una de las secciones estructurales restauradas posibilita conocer de manera más precisa la amplitud inicial de la zona subandina, y en consecuencia de reposicionar hacia el Oeste su limite occidental al igual que los dominios tectóno-sedimentarios de la Cordillera Oriental. Durante todo el Paleozoico, los depósitos sedimentarios ocuparon casi la totalidad de los dominios estructurales, sin embargo al Norte de 12ºS, estos no son bien conocidos por que fueron erosionados y deformados durante el emplazamiento del rift permo-triásico. Este rift se desarrollo de manera diacrónica (más joven al Norte) siguiendo una orientación NNE-SSW a N-S, oblicua a la cadena andina actual. Hacia el sur, en los dominios de la Cuenca Madre de Dios – Beni, la preservación de las series sedimentarias de la plataforma paleozoica permitió el desarrollo de importantes sistemas de corrimientos. De otra parte, la interpretación de facies sedimentarias terciarias de las cuencas subandinas muestra que ellas responden a una dinámica de sistemas de antepaís directamente controlada por la tectónica andina. Este sistema de antepaís migró progresivamente hacia el Este bajo el efecto de la propagación del frente orogénico, que comenzó a desarrollarse desde el Cretácico Superior, entre tanto que la zona subandina s.s. comenzó a estructurarse más o menos entre 10 Ma.

Contenido

CONTENIDO

Página CAP 1 : INTRODUCCION

1.1. Interés et objetivos del estudio 1.2. Contexto geodinámico andino 1.3. Las grandes etapas de deformación entre 0º y 16°S Tectónica ante Andina Tectónica compresiva Andina 1.4. Limites y grandes rasgos estructurales de las cuencas subandinas entre 0º y 16ºS 1.4.1. Cuenca Oriente – Marañón – Santiago 1.4.2. Cuenca Huallaga 1.4.3. Cuenca Pachitea – Ucayali 1.4.4. Cuenca Madre de Dios – Beni 1.5. Metodología

1 1 2 2 5 5 5 7 7 7 7

CAP 2 : SERIES SEDIMENTARIAS IMPLICADAS EN LA DEFORMACION SUBANDINA

2.1. Generalidades 2.2. Cuenca Oriente - Marañón – Santiago 2.2.1. Precámbrico 2.2.2. Paleozoico 2.2.3. Mesozoico 2.2.4. Terciario 2.3. Cuenca Huallaga 2.3.1. Precámbrico – Paleozoico 2.3.2. Mesozoico 2.3.3. Terciario 2.4. Cuenca Pachitea – Ucayali 2.4.1. Precámbrico 2.4.2. Paleozoico 2.4.3. Mesozoico 2.4.4. Terciario 2.5. Cuenca Madre de Dios – Beni 2.5.1. Cámbrico - Precámbrico 2.5.2. Paleozoico 2.5.3. Mesozoico 2.5.4. Terciario 2.6. Conclusiones

10 10 10 10 14 17 18 18 18 20 21 21 21 29 33 34 34 34 42 45 46

CAP 3 : GEOMETRIA Y CRONOLOGIA DE LA DEFORMACION

3.1. Generalidades 3.2. Cuenca Oriente - Marañón – Santiago 3.2.1. Data y estilo de la deformación 3.2.2. Secciones estructurales y geometría de la cuenca 3.2.3. Cronología de la deformación 3.3. Cuenca Huallaga – Marañón 3.3.1. Data y estilo de la deformación 3.3.2. Secciones estructurales y geometría de la cuenca 3.3.3. Cronología de la deformación 3.4. Cuenca Pachitea – Ucayali 3.4.1. Data y estilo de la deformación 3.4.2. Secciones estructurales y geometría de la cuenca 3.4.3. Cronología de la deformación 3.5. Cuenca Madre de Dios – Beni 3.5.1. Data y estilo de la deformación

47 47 47 50 53 53 53 54 56 56 56 61 62 62 63

Contenido

3.5.2. Secciones estructurales y geometría de la cuenca 3.5.3. Cronología de la deformación 3.6. Conclusiones

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CAP 4 : RECONSTRUCCIONES PALEOGEOGRAFICAS Y ROL DE LAS PALEOESTRUCTURAS EN LA DEFORMACION SUBANDINA

4.1. Generalidades 4.2. Paleogeografía del Ordovícico – Silúrico 4.3. Paleogeografía del Devónico 4.4. Paleogeografía del Mississipiano 4.5. Paleogeografía del Pensilvaniano 4.6. Paleogeografía del Pérmico Inferior 4.7. Paleogeografía del Permo-Triásico al Jurásico Inferior 4.8. Paleogeografía del Jurásico Superior 4.9. Paleogeografía del Cretácico Inferior 4.10. Paleogeografía del Paleógeno 4.11. Paleogeografía del Mioceno Superior – Actual 4.12. Conclusiones

74 74 76 79 81 81 84 86 88 88 88 88

CAP 5 : SISTEMA DE CUENCAS DE ANTEPAIS

5.1. Generalidades 5.2. Las zonas de depósito y organización de facies sedimentarias 5.2.1. La zona de depósito wedge-top 5.2.2. La zona de depósito foredeep 5.2.3. La zona de depósito forebulge 5.2.4. La zona de depósito back-bulge 5.3. Las cuencas subandinas entre 0° et 16°S 5.3.1. Cuenca Oriente – Marañón – Santiago 5.3.1.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina 5.3.2. Cuenca Huallaga 5.3.2.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina 5.3.3. Cuenca Pachitea – Ucayali 5.3.3.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina 5.3.4. Cuenca Madre de Dios – Beni 5.3.4.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina 5.4. Conclusiones

92 94 96 96 96 96 96 97 98 99 100 100 102 102 103 104

CAP 6 : D ISCUSION Y CONCLUSIONES

6.1. Evolución el lateral del frente orogénico entre 0° y 16°S 6.2. Evolución sedimentaria del sistema de antepaís 6.3. Interpretación geodinámica

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REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

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ANEXOS LISTA DE FIGURAS Y DE ANEXOS

CAPITULO 1: INTRODUCCIÓN 1.1. INTERES Y OBJETIVOS DEL ESTUDIO La región estudiada corresponde al frente orogénico de los Andes orientales entre 0° y 16° de latitud sur, y comprende las cuencas subandinas del Norte de Bolivia, del Perú y del Ecuador. En esta parte de la cadena, las principales deformaciones ocurren entre el Neógeno y la actualidad. Su análisis y comprensión son facilitadas por la preservación de estructuras que se encuentran en gran parte selladas por los sedimentos de antepaís contemporáneos al emplazamiento y al avance del frente orogénico. De Norte a Sur, la evolución estructural compresiva subandina es muy compleja. En el Ecuador y Norte del Perú, la deformación se traduce por una estructuración de rumbo en transpresión (Marksteiner & Alemán, 1997; Rivadeneira & Baby, 1999; Baby et al 1999; Gil et al ., 2001), mientras que al Sur del Perú y Norte de Bolivia, la zona subandina es estructurada por grandes sistemas corrimientos (Roeder, 1988; Baby et al ., 1989, 1992, 1993; Gil et al ., 1999, Gil et al ., 2001). Paralelamente, se aporta la importancia del rol jugado por la paleogeografía pre-neógena que guió la estructuración subandina durante el Neógeno (Gil et al ., 1999; Gil et al ., 2001). Los objetivos de este estudio son: 1) caracterizar cualitativa y cuantitativamente la evolución norte-sur de la deformación del frente orogénico subandino entre 0° y 16°S; 2) mostrar cual es la influencia de la paleogeografía pre-neógena sobre la evolución lateral de la deformación subandina, sobre todo a nivel de la transición entre los Andes centrales y los Andes septentrionales; 3) analizar e interpretar las facies sedimentarias terciarias de las cuencas subandinas para mostrar que ellas responden a una dinámica de sistemas de antepaís directamente controlada por la tectónica andina; 4) proponer un calendario de deformaciones así como de velocidades de propagación del frente orogénico subandino. Este estudio ha sido realizado gracias a los datos de subsuelo adquiridos por la industria petrolera en las cuencas subandinas, las que presentan los más grandes campos de hidrocarburos del continente sudamericano. Este trabajo ha sido beneficiado del financiamiento y data de ELP EP por las cuencas subandinas del Centro y Sur del Perú y del Norte de Bolivia (convenios ORSTOM-YPFB y ORSTOM-ELF EP), y de los resultados de las convenciones ORSTOM-PETROPERU e IRDPETROPRODUCCION para las cuencas Marañón, Santiago y Huallaga y Oriente del Ecuador.

1.2. CONTEXTO GEODINAMICO ANDINO La Cordillera de los Andes es una cadena de subducción que se extiende sobre mas de 9000 Km sobre el borde oeste del continente sudamericano (fig. 1.1), desde Venezuela (10°N) hasta la Tierra de Fuego (55°S). Esta subducción involucra dos placas oceánicas: la Placa de Nazca y la Placa Antártica.

De norte a sur, los Andes son clásicamente divididos en tres segmentos (fig. 1.1). - Andes Meridionales, de 55°S a 47°S (Golfo de Penas); - Andes Centrales, de 47°S a 4°S (deflexión de Huancabamba); - Andes Septentrionales, de 4°S a 10°N. La zona estudiada (entre 0° y 16°S) cubre esencialmente los Andes Centrales y la extremidad sur de los Andes Septentrionales. Del Oeste hacia el Este, los grandes dominios estructurales de esta porción de los Andes son: - Cordillera de la Costa; - Cordillera Occidental;

CAPITULO 1: Introducción

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Altiplano peruano-boliviano y la Puna argentina; Cordillera Oriental o Cordillera frontal; Zona Subandina o foothills; Antepaís Andino.

La Cordillera Oriental y su zona subandina ( foothills) constituyen un conjunto de pliegues y corrimientos asociados de 100 a 400 Km de amplitud. Ellos cabalgan hacia el Este el substrato precambriano de los escudos brasileño y guyanés La deflexión o codo de Arica (19°S) constituye uno de los alineamientos estructurales mayores de los Andes Centrales. Corresponde a una variación en la dirección de estructuras mayores que cambian de NW-SE a N-S hacia la latitud 19°S. Es a esta latitud que el espesor crustal y la elevación media de la cadena se incrementa y es acompañado por el emplazamiento del Altiplano. El espesor crustal alcanza 70 Km (James 1971; Dorbath et al ., 1993) bajo la Cordillera Oriental del Perú y de Bolivia (fig. 1.2). Al Norte, la deflexión de Huancabamba corresponde a una zona donde la dirección de las estructuras andinas cambian de NNE-SSW (característica de los Andes Septentrionales) a NNW-SSE entre 5°S y 11°S, WNW-ESE, E-W entre 11°S y 12°Sy retoman una dirección NW-SE entre 12°S et 19°S. A esta latitud, la geometría del plano de subducción adquiere cierta horizontalidad ( flat slab) mientras que para latitudes mas meridionales su pendiente Este aumenta notablemente ( steep slap) (Gutscher et al ., 1999). De otra parte, la naturaleza del substrato pre-mesozoico es notoriamente diferente a nivel de la deflexión de Huancabamba, al Norte es pre-cambriano y caledoniano, mientras que al Sur es precambriano y herciniano (Dalmayrac et al . 1980).

1.3. LAS GRANDES ETAPAS DE DEFORMACION ENTRE 0° Y 16°S Tectónica ante-andina Entre 0° y 16°S (fig. 1.4), la región estudiada comprende a los Andes Centrales y la terminación sur de los Andes Septentrionales. Dentro de este intervalo, diversos fenómenos tectónicos tuvieron lugar desde el Paleozoico Inferior. Clásicamente se considera que durante el Cámbrico Inferior y el Ordovícico Inferior, el borde occidental de América del Sur correspondía a una margen pasiva (Sempere 1995). La expansión máxima de facies marinas en el continente sudamericano se sitúo probablemente en el intervalo Arenigiano – Llanviarniano (Martínez, 1980; Aceñolaza, 1992). Las superficies de depósito sometidas a la influencia marina disminuyeron en el Ordovícico Medio, mientras que a partir del Ordovícico Superior retomaron su carácter expansivo que continuaría hasta el Silúrico (Aceñolaza, 1992). Durante el Ordovícico y parte del Silúrico, la sedimentación comprendía los bordes de una cuenca intracratónica de tipo rift situada entre dos áreas cratónicas “estables” que correspondían al Escudo Brasileño ( Amazonian Craton ; Teixeira et al . 1989) y al Macizo de Arequipa ( Arequipa – Antofalla Craton ; Ramos et al . 1986). Al curso del Dévonico Superior y Carbonífero Inferior una cuenca de antepaís se estableció sobre una gran parte de la margen occidental de los Andes Centrales (Isaacson & Díaz Martínez, inédito; Isaacson & Díaz Martínez, 1995; Isaacson et al ., 1995; Díaz Martínez, 1999), esto en respuesta a la actividad tectónica y magmática (Mukasa & Henry, 1990; Shackleton et al ., 1979; Damm et al ., 1990; Tosdal, 1996) situada a nivel de la margen activa de Gondwana (Sempere1989, 1993, 1995). Durante el intervalo Devónico – Carbonífero, la orogenia herciniana se desarrolló sobre el borde occidental del continente sudamericano, y fue seguida por el emplazamiento de un importante rift permo-triásico (Mégard et al ., 1971; Bard et al ., 1974; Dalmayrac et al ., 1980), asociado al debut de la fragmentación de la Pangea (Kontak et al ., 1990; Atherton & Petford, 1991). Este rift iniciado durante el desmantelamiento de la cadena herciniana continuó hasta el Jurásico (Sempere et al ., 1998), fue acompañado por el establecimiento de depósitos marinos y someros (Mégard, 1978; Pardo & Sanz, 1979; Loughmann & Hallam, 1982; Prinz, 1985; Rivadeneira & Sánchez, 1989; Rosas et al ., 1997; Sempere et al ., 1998) y magmáticos (Noble et al., 1978; Kontak et al ., 1985; Rosas & Fomboté, 1995; Romeuf et al ., 1997; Sempere et al ., 1998).

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Fig. 1.1. Las grandes unidades morfológicas de los Andes (según SNEA (P), DES; 1989)

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Fig. 1.2 La Cordillera de los Andes y la subducción entre la placa oceánica Nazca y la placa continental de América del Sur. Arco volcánico (cuadrados rojos), con lagunas al norte del Perú y centro de Chile. La topografía (amarillo = 2000 m), refleja el espesor crustal (70 Km en Perú y en Bolivia). Los trazos verdes muestran la profundidad en kilómetros del techo de la placa subductada. La edad de la litósfera oceánica varia a lo largo de América del Sur. 1= Cuaternario, 2= Plioceno, 3= Mioceno, 4= Oligoceno, 5= Eoceno, 6= Paleoceno. Las flechas indican la dirección de convergencia de la placa de Nazca relativamente a la placa sudamericana. Según Dewey & Lamb (1992)

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A partir del Jurásico, una zona de subducción se estableció sobre la margen occidental de América del Norte y de América del Sur y fue acompañada de un magmatismo de arco (Mégard 1978; Pardo & Sanz, 1979; Aspden et al ., 1987; Jaillard et al ., 1990; Roperch & Carlier, 1992; Litherland et al ., 1994; Romeuf et al ., 1995). Al Este de este arco volcánico se desarrolló una cuenca extensiva de tipo de trasarco o "back arc". Al Oeste del arco volcánico secuencias sedimentarias volcano-clásticas son interpretadas como depósitos de ante-arco o " fore arc" (Mourier 1988). Entre el Jurásico terminal y Cretácico precoz el régimen tectónico se manifestó por un tectónica transtensiva que originó una cuenca de tras-arco, asociada a importantes movimientos transcurrentes. En efecto, Jaillard (1994) describe en el NW peruano, al sur del Ecuador, una compresión oblicua asociada a una colisión oblicua de bloques alóctonos individualizados durante el Titoniano. Durante esta época, el oriente ecuatoriano y el conjunto peruano-boliviano, se caracterizaron por eventos extensivos (Moulin, 1989; Soler & Sempere, 1993; Litherland et al ., 1994; Rivadeneira & Baby 1999). El Albiano es distinguido por importantes efusiones volcánicas (parte occidental del Perú y sur de Ecuador) que desaparecen entre el Albiano y Senoniano (Pitcher, 1978; Cobbing et al ., 1981; Atherton et al ., 1983; Soler, 1991; Reynaud et al ., 1996). Al mismo tiempo se desarrolló un evento tectónico compresivo importante que afectó solamente la porción oeste de la margen y es llamada "Fase Mochica" (Mégard 1984, Vicente 1989, Jaillard 1994). En el Perú central, esta época es marcada por el emplazamiento del Batolito de la Costa (Soler & Bonhomme 1990). Es así, que se considera que los movimientos tectónicos andinos comienzan desde el Triásico Superior, con la extension que guía la sedimentación mesozoica. Sin embargo, la tectónica andina propiamente dicha, o sea la tectónica en compresión se manifestó a partir del Cretácico (Audebaud, 1971; Dalmayrac et al., 1980; Frutos, 1981; Bussel & Pitcher, 1985; Jarrad, 1986; Soler & Bonhomme, 1990; Jaillard & Soler, 1996)

Tectónica compresiva andina El ciclo sedimentario andino se estableció sobre la margen continental a partir del inicio de la subducción bajo la placa sudamericana desde el Jurásico Superior, no obstante, la tectónica compresiva que afectó la extremidad Este del back-arc, se manifestó desde el Turoniano. La tectónica compresiva andina se establece en respuesta a los cambios de velocidad y de la dirección de convergencia de las placas subductadas bajo la placa sudamericana. En efecto, estos eventos se caracterizan por largos periodos de inestabilidad tectónica y breves episodios de relativa quietud tectónica (Noblet et al ., 1996). De una manera o de otra, después de la instauración de esta tectónica en compresión ella se desarrolla de manera continua, es decir desde el Albiano-Cenomaniano (dominio andino) y Turoniano (dominio subandino) hasta el Cuaternario. Esta deformación "continua" se desarrolló en el tiempo y el espacio con diferentes intensidades y con un control probable de la paleogeografía pre-cretácica. El análisis, efecto y la respuesta sedimentaria de la tectónica en compresión sobre las cuencas subandinas (0° y 16° de latitud sur) serán abordados en el capitulo 3 y 5.

1.4. LIMITES Y GRANDES RASGOS ESTRUCTURALES DE LAS CUENCAS SUBANDINAS ENTRE 0° Y 16°S Las cuencas subandinas, que son el tema de estudio, fueron reagrupadas en función de sus características estructurales y/o sedimentarias (fig. 1.3). en un contexto general, las cuencas subandinas corresponden al antepaís s.l . que implica del Oeste al Este la zona subandina propiamente dicha ( foothills) y el antepaís s.s..

1.4.1. Cuenca Oriente - Marañón - Santiago La Cuenca Oriente situada entre 0° y 3°S (fig. 1.3) presenta una orientación NNE-SSW y es limitada hacia el Este, al igual que la Cuenca Marañón, por el Escudo Guyanés. Hacia el Norte se extiende hasta la Cuenca Putumayo de Colombia. Su extremidad occidental limita con la Cordillera Real u Oriental de los Andes ecuatorianos. El Sistema Subandino de la Cuenca Oriente comprende del Norte hacia el Sur: el Domo de Napo, la Depresión de Pastaza y el Domo de Cutucú.

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Fig. 1.3. Mapa morfo-estructural y ubicación de las cuencas subandinas

Entre 2°S y 6°S, la Cuenca Marañón se desarrolla con una orientación estructural NNW-SSE en su porción norte, mientras que hacia el Sur su orientación general cambia a NW-SE. Hacia el Este es limitada por la Zona Subandina (cuencas Santiago y Huallaga) y su limite meridional corresponde al Arco de Contaya (fig. 1.3). La Cuenca Santiago esta enmarcada dentro de la zona subandina, y es limitada al Oeste por la Cordillera Oriental peruana y al Este por la Cuenca Marañón. Al Norte, esta cuenca se cierra

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estructuralmente y corresponde a la terminación sur del Domo de Cutucú. A nivel de la deflexión de Huancabamba, la Cuenca Santiago toma una dirección estructural NW-SE, en su porción meridional.

1.4.2. Cuenca Huallaga La Cuenca Huallaga es una de las cuencas más amplias de las cuencas subandinas de la zona estudiada (fig. 1.3). Esta cuenca que se desarrolla entre 5°S y 9°S, se encuentra limitada al Oeste por la Cordillera Oriental. Ella se extiende hacia el Norte hasta la Cuenca Santiago, mientras que hacia el Sur, su cierre estructural corresponde a la Zona Subandina Interna de la sub Cuenca Pachitea. En su porción septentrional es limitada, al NE, de la Cuenca Marañón por el Arco de Contaya, entre tanto que hacia el SE es limitada por la Cuenca Ucayali.

1.4.3. Cuenca Pachitea – Ucayali Desde un punto de vista morfo-estructural, la Cueca Ucayali (7°S-12°S) presenta dominios estructurales complejos, que resultan del emplazamiento del Alto del Shira que divide la Cuenca Ucayali en dos sub cuencas: al Oeste la Cuenca Pachitea y al Este la Cuenca Ucayali s.s. de dirección NW-SE (fig. 1.3). Al NE, la Cuenca Ucayali s.s. es aislada de la Cuenca Marañón por el Arco de Contaya, mientras que hacia su terminación meridional su limite corresponde al Arco de Fitzcarrald. A esta latitud, la cuenca presenta una dirección estructural E-W. Al Oeste, el Alto del Shira y la zona subandina constituyen su limite estructural, mientras que hacia el Este, la cuenca se extiende sobre la llanura amazónica. La Cuenca Pachitea hacia el Oeste es limitada por la Cordillera Oriental y hacia el Este por el Alto del Shira. Hacia el Norte la cuenca se confunde con las cuencas de Ucayali s.s. y de Huallaga. Mientras que su prolongación SE viene a corresponder a la Cuenca Ene.

1.4.4. Cuenca Madre de Dios – Beni Desarrollada sobre la margen Este de la Cordillera Oriental entre 12°S y 16°S, la Cuenca Madre de Dios – Beni se extiende desde el centro del Perú hasta Bolivia con una dirección general NW-SE (fig. 1.3). Su limite NW corresponde a los arcos de Fitzcarrald - Manu y hacia el SE se extiende hasta 17° de latitud sur. Es a esta latitud que su orientación general cambia a N-S. En dirección Este, esta extensa cuenca, se prolonga hacia el Escudo Brasileño, mientras que su margen occidental es materializada por la Zona Subandina.

1.5. METODOLOGIA Adquisición de datos de campo. Los datos de campo han sido obtenidos, desde el centro el Perú (Cuenca Pachitea) hasta el subandino nor-boliviano (Cuenca Beni), por una exploración de las márgenes de ríos navegables y cortes de carreteras donde los afloramientos eran de buena calidad. Para la cuenca Pachitea, se realizaron 4 campañas de campo entre los meses de julio y agosto de 1996 (Gil, 1997). Para la Cuenca Ucayali, una campaña de campo realizada en Río Alto Urubamba y para la Cuenca Madre de Dios diferentes campañas de campo entre las zonas de Pongo de Coñeq e Inambari entre los años 1997 y 1998 (Gil et al ., 1999ª). Para la Cuenca Beni una campaña de campo ha sido realizada el año 1999 (Gil & Baby, 2000) Construcción e interpretación de líneas sísmicas y datos de pozo . Para las cuencas Marañón, Santiago y Huallaga las secciones estructurales han sido construidas basados únicamente en el análisis y la interpretación de líneas sísmicas, datos de pozo y mapas geológicos de propiedad de PETROPERU (Convenio ORSTOM-PETROPERU). De otra parte, para las cuencas Ucayali y Madre de Dios – Beni, las secciones estructurales han sido controladas con datos de campo, líneas sísmicas y datos de pozo (convenciones ORSTOM-YPFB e IRD-ELF EP).

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Construcción de secciones balanceadas - método GeoSec® . GeoSec® es un sistema interactivo utilizado para la construcción y balanceo (validación) de secciones estructurales (en compresión, extensión, transpresión). Este programa permite modelizar estructuras a partir de cartas geológicas y topográficas, líneas sísmicas, datos pozo y campo. A partir de una sección estructural deformada (deformación finita), GeoSec® permite restaurar la sección a un estado inicial ( backward modelling ) y de simular su deformación y en consecuencia de validar el modo de deformación ( forward modelling ). Las secciones estructurales presentadas en este trabajo fueron construidas manualmente respetando las reglas geométricas elementales de secciones balanceadas, luego fueron digitalizadas para utilizar GeoSec®. En la mayor parte de sistemas de corrimientos de antepaís, las estructuras compresivas de desarrollan en rocas litificadas o parcialmente litificadas. En ambos casos, si se construyen una sección estructural paralela a la dirección de transporte, las longitudes de los horizontes y las superficies se preservan. GeoSec® reproduce, aproximadamente, y modeliza este tipo de deformación. El mecanismo de deformación corresponde a un cizallamiento simple.

Fig. 1.4. Método GeoSec (según CogniSeis Development, 1996)

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Análisis cinemático de la deformación. Para el análisis cinemático de la deformación, la construcción de secciones estructurales seriadas a través de la zona subandina nos permite comprender mejor la cinemática de la deformación paralelamente al eje de la cadena del Norte hacia el Sur. En efecto, entre 0° y 10° de latitud sur, la estructuración corresponde a la interferencia de tres tipos deformación: tectónica de basamento, y tectónica de cobertura acompañada de diapirismo. Al Sur de 12°S, la estructuración se traduce exclusivamente por una tectónica de cobertura (Cap. 3). Reconstitución paleogeográfica. A partir de las secciones estructurales restauradas se ha podido desplegar en mapa los principales elementos morfo-estructurales andinos. De esta manera se han elaborado mapas palinspásticos que muestran la geometría y los principales alineamientos estructurales de las cuencas pre-orogénicas. Esta reconstitución paleogeográfica muestra que el estilo de deformación es controlado por el rift permo-triásico, que se emplazó oblicuamente en la cadena andina (Cap. 4). Interpretación geodinámica . La interpretación geodinámica de las cuencas subandinas situadas entre 0° y 16°S, ha sido realizada a partir del análisis de zonas de deposito del sistema de antepaís basado en DeCelles & Giles (1996) y a la organización de facies sedimentarias en términos de estratigrafía reciproca (Catuneanu et al ., 1997; 1999; 2000).

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CAPITULO 2: SERIES SEDIMENTARIAS IMPLICADAS EN LA DEFORMACIÓN SUBANDINA 2.1. GENERALIDADES Entre 0° y 16°S, la zona subandina se desarrolló sobre un substrato muy heterogéneo que guió la geometría de la deformación del frente orogénico. Esta heterogeneidad es controlada por el emplazamiento de antiguas cuencas pre-miocenas, que evolucionan de Norte a Sur y que pueden desaparecer muy rápidamente. A fin de comprender mejor este control paleogeográfico, es necesario revisar las secuencias sedimentarias implicadas en la deformación subandina para definir su medio ambiente sedimentario y tectónico. Los datos presentados en este capitulo son el resultado de la compilación de publicaciones, informes petroleros y de un trabajo de campo que ha consistido en reexaminar numerosas secciones estratigráficas. Las series sedimentarias mio-pliocenas y cuaternarias que son sincrónicas a la estructuración de la zona subandina no serán abordadas en este capitulo, ellas serán presentadas en detalle en el Capitulo 5.

2.2. CUENCAS ORIENTE - MARAÑÓN - SANTIAGO Las cuencas Oriente-Marañón (fig. 2.1) y Santiago (fig. 2.2) integran rocas sedimentarias de edad paleozoica a cuaternario reciente (fig. 2.3). Estas unidades sedimentarias yacen sobre un substrato precámbrico. En la Cuenca Oriente, numerosos niveles volcánicos han sido diferenciados en series mesozoicas y cenozoicas (Tschopp, 1945, 1953; Hall & Calle, 1982; Canfield et al ., 1982; Rivadeneira & Baby, 1999; Baby et al . 1999a). La mayor parte de formaciones sedimentarias post paleozoicas afloran en toda la zona subandina, mientras que las unidades paleozoicas son conocidas solo a nivel de la Cordillera de Cutucú (subandino sur-ecuatoriano), al Sur de la Cuenca Marañón (Arco de Contaya) y en ciertos pozos exploratorios que las han atravesado o alcanzado parcialmente.

2.2.1. PRECAMBRICO El substrato precámbrico implicado en la tectónica de basamento, que caracteriza estas cuencas, es constituido de rocas magmáticas y metamórficas. Los pozos exploratorios, que han alcanzado el basamento cristalino son: Parahuacu, Atacapi, Shushufindi, Yuturi, Zaparo, Ron y VHR, en la Cuenca Oriente (Rivadeneira & Baby, 1999) y Tangarana, Valencia, Rayo 1, Yarina 1 y Santa Elena, en la Cuenca Marañón. (fig. 2.1).

2.2.2. PALEOZOICO De manera general, estas rocas sedimentarias presentan un ambiente sedimentario de plataforma marina poco profunda. En las cuencas Oriente-Marañón y Santiago, el Paleozoico se encuentra preservado dentro de sistemas de grabens o semi-grabens, y afloran en la Cordillera de Cutucú y en el Arco de Contaya. Algunas líneas sísmicas muestran que el Paleozoico se bisela hacia el Este.

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Ordovícico. Esta unidad litológica ha sido descrita solamente en el Arco de Contaya (Newell & Tafur, 1943), sin embargo, Benavides (1956) y Wilson & Reyes (1964) la mencionan también al SW de la Cuenca Marañón sobre el Arco de Contaya (fig. 2.1), y comprende intercalaciones de lutitas negras fosilíferas con cuarcitas marinas. Estos niveles estratigráficos fueron alcanzados por los pozos exploratorios Tapiche, Palmera, La Frontera, y Yarina 1, localizados en el límite sur-oriental de la Cuenca Marañón (Velarde et al ., 1978).

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Siluro-Devoniano. Esta unidad sedimentaria comprende intercalaciones de lutitas y areniscas de origen marino y continental. A nivel de la Cuenca Oriente, es denominada Formación Pumbuiza (Tschopp, 1945) y se encuentra intensamente deformada, fue alcanzada por los

CAPITULO 2: Series sedimentarias implicadas en la deformación subandina

pozos exploratorios Sacha Profundo, Pichincha y Pañacocha (fig. 2.1) (Rivadeneira & Baby, 1999).

Fig. 2.1. Mapa estructural de las cuencas Marañón y Oriente

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Fig. 2.2. Mapa estructural de las cuencas Santiago y Huallaga

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Fig. 2.3. Carta de correlaciones estratigráficas entre las cuencas subandinas

En la Cuenca Marañón, estas mismas rocas sedimentarias son asimiladas al Grupo Cabanillas (Newell, 1945) datado del Fameniano – Emsiano, y fueron reportadas en los pozos exploratorios Bretaña, La Frontera, Tapiche, Marañón, Palmera y Yarina 1.

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Permo-Carbonífero . Compuesto principalmente de calizas silíceas, lutitas oscuras y algunos niveles de arenosos, este conjunto sedimentario ha sido registrado, en la Cuenca Marañón, por los pozos exploratorios Forestal, La Frontera, Tamanco, Tapiche, Marañón 110-1, Nahuapa, Palmera y Yarina 1 (fig. 2.1). Allí están comprendidos los grupos Tarma y Copacabana (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936; Dumbar & Newell, 1946; Kummel, 1948). En los pozos

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Yarina 1, Palmera y Marañón 110-1, el Grupo Tarma descansa en discordancia sobre el Devónico (Velarde et al ., 1978). Estas unidades litológicas son conocidas también en la Cuenca Oriente (pozos: Macuma, Pichincha, Sacha Profundo y Pañacocha; Rivadeneira & Baby, 1999; Díaz, 2000) y afloran al Norte de la Cordillera de Cutucú, donde ellas son atribuidas a la Formación Macuma (Tschopp, 1945), y también reposan en discordancia sobre el Devónico. En la Cuenca Marañón, el Grupo Ambo ha sido identificado y datado del Viseano (ROBERTSON RESEARCH, 1990). A nivel de la Cuenca Santiago, las series paleozoicas no han sido reportadas, ni en afloramientos ni en pozos. En efecto, en esta parte del subandino, ningún pozo ha atravesado completamente el Mesozoico, sin embargo, las líneas sísmicas muestran numerosos horizontes profundos que pueden fácilmente ser correlacionados con las series sedimentarias paleozoicas.

2.2.3. MESOZOICO Las series sedimentarias mesozoicas, que solo afloran en la zona subandina, presentan también algunos niveles de rocas volcánicas. Numerosos pozos de las cuencas Oriente, Marañón y Santiago han permitido identificarlas. En la Cuenca Santiago, estas series sedimentarias son suficientemente conocidas en afloramiento. En las cuencas Marañón y Oriente, numerosos datos fueron adquiridos gracias a la prospección petrolera, sobre todo en las series cretácicas que forman el principal sistema petrolero.

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Triásico Superior - Jurásico Inferior . Estas rocas sedimentarias se encuentran preservadas en grabens y/o semi-grabens de la misma edad, donde sobreyacen en discordancia a estructuras paleozoicas peneplanizadas. Conocidas como Grupo Pucará (Mc Laughlin, 1924; Jenks, 1951; Ruegg, 1956; Mégard, 1968; Grose & Szekely, 1968), en la Cuenca Marañón corresponde a intercalaciones de calizas grises fosilíferas, areniscas, limos y localmente productos volcánicos (pozo Forestal; fig. 2.1). Fueron reportadas en los pozos Capahuari Norte, Shanushi, Loreto y Santa Lucia. En la Cuenca Oriente, a nivel de los pozos Sacha Profundo, las "capas rojas" que sobreyacen a la Formación Macuma dieron una datación palinológica del Triásico (Rivadeneira & Sánchez, 1989). En esta zona, corresponde a secuencias continentales conocidas como la Formación Sacha, y constituyen el equivalente lateral de la formación marina Santiago (Rivadeneira & Baby, 1999) definida mas al Sur, en la Cordillera de Cutucú (Tschopp, 1953). En la Cuenca Santiago (fig. 2.2) el Grupo Pucará (equivalente de la Formación Santiago) esta constituido de calizas que pueden alcanzar 1000 m de potencia de acuerdo a las líneas sísmicas. Al interior de esta secuencia calcárea, un importante nivel de evaporítas que constituye un nivel de despegue regional es conocido hasta la Cuenca Huallaga. Estratificaciones evaporíticas secundarias pueden aparecer en todo este grupo.

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Jurásico Medio – Cretácico precoz . En la Cuenca Oriente, este intervalo estratigráfico corresponde a la Formación Chapiza (Tschopp, 1945; 1953), que fue definida a nivel de la Cordillera de Cutucú, y a la formación volcánica Misahualli (Romeuf et al ., 1997) restringida al Domo de Cutucú (fig. 2.1). La Formación Chapiza presenta una sucesión de sedimentos clásticos a volcano-clásticos depositados en un ambiente continental (Tschopp, 1953). Esta formación es conocida en el subsuelo de toda la Cuenca Oriente (Rivadeneira & Baby, 1999). La parte superior de la Formación Chapiza bautizada recientemente como Formación Yaupi (Jaillard, 1997), esta compuesta por una secuencia de areniscas, conglomerados, tufos, brechas y basaltos (Hall & Calle, 1982; Canfield et al ., 1982). En el pozo Sacha Profundo, la Formación Yaupi presenta tufos intercalados con limos y basaltos datados a 132 Ma (Hall & Calle, 1982).

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En la Cuenca Marañón, el equivalente de la Formación Chapiza, esta constituido por areniscas rojas y marrones intercaladas con limos y conglomerados (clastos de cuarcitas y metamórficos), esta secuencia sedimentaria es conocida como Formación Sarayaquillo (Kummel, 1948; Mégard, 1979). Fue reportada por 17 pozos exploratorios. A nivel de la Cuenca Santiago, los sedimentos de la Formación Sarayaquillo corresponden a facies de "capas rojas" con intercalaciones volcano-clásticas. Presentan un espesor promedio de 1000 m (Pardo, 1982) y afloran en al zona subandina a nivel de las serranías de Campanquiz, Capahuanas y en la Cordillera Azul (fig. 2.2) (Pardo & Zúñiga, 1976). En el sector Este de la Cuenca Oriente, una nueva formación ha sido recientemente definida en el pozo Tambococha (fig. 2.1). Esta nueva formación se caracteriza por presentar lutitas marinas grises, evaporítas y calizas, y correspondería a un equivalente lateral de la Formación Chapiza (Díaz, 2000). En la porción oeste de la Cuenca Marañón, los primeros niveles del Cretácico fueron datados del limite Berriasiano-Valanginiano (Jaillard, 1995), y pueden ser correlacionados con la parte superior de la Formación Chapiza o Tambococha de la Cuenca Oriente (fig. 2.3). En la Cuenca Oriente, la base del ciclo Jurásico medio - Cretácico basal se desarrolla al tope de una superficie de erosión y reposa sobre la Formación Sacha (Triásico Superior-Jurásico Inferior) o sobre el Paleozoico (Rivadeneira & Baby, 1999). Esta superficie de erosión pude ser igualmente observada, en las cuencas Marañón y Santiago, a la base de la Formación Sarayaquillo.

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Cretácico. Las unidades litológicas datadas del Cretácico tienen una distribución regional, y su dinámica sedimentaria fue controlada esencialmente por cambios eustáticos (Barragán, 1999). Ellas afloran en la zona subandina y han sido atravesadas por la mayoría de pozos de las cuencas Oriente y Marañón.

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Aptiano - Albiano basal . En este intervalo de tiempo están comprendidas las formaciones Hollín y Cushabatay de la cuencas Oriente, Marañón y Santiago (Watson & Sinclair, 1927; Tschopp, 1953; Kummel, 1946). Caracterizadas principalmente por areniscas masivas y con algunas intercalaciones de lutitas, son asumidas a un ambiente de depósito fluvial, en su porción inferior, y litoral en su sección superior (fig. 2.3). En la Cuenca Oriente, estas unidades sedimentarias reposan en discordancia sobre el substrato precretácico, o en concordancia sobre la Formación Yaupi (Rivadeneira & Baby, 1999). Hacia el extremo oriental de la Cuenca Marañón, la Formación Cushabatay reposa en discordancia angular sobre el Paleozoico. Hacia el Oeste, se desarrolla sobre la Formación Sarayaquillo en débil discordancia angular que se va atenuando progresivamente hacia la extremidad occidental de la cuenca. A nivel de la Cuenca Santiago, la Formación Cushabatay alcanza un espesor promedio de 400 a 500 m (Pardo & Zúñiga, 1976).

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Albiano. A esta edad están asimiladas las formaciones Raya (Kummel, 1948; Brenner, 1968; Lammons, 1970) de la Cuenca Marañón y Napo Basal de la Cuenca Oriente (Watson & Sinclair, 1927; Tschopp, 1953). Jaillard (1997) diferenció en la Formación Napo Basal cuatro miembros a los que denominó: Arenisca Basal y Caliza C; Lutita Napo Basal; Caliza T; Areniscas T (o Arenisca Superior). En la Cuenca Marañón, la Formación Raya esta caracterizada por lutitas verdes oscuras carbonosas y glauconíticas, con intercalaciones de areniscas blancas, y algunas veces de calizas grises de plataforma mixta. La base de esta formación presenta también facies litoral con trazas de depósitos someros (Jaillard, 1995). En la Cuenca Santiago (Río Santiago), esta unidad sedimentaria se confunde con las lutitas de la base de la Formación Chonta (Albiano Medio-Superior; Pardo & Zúñiga, 1976).

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Albiano terminal – Cenomaniano precoz . Las unidades sedimentarias que representan este intervalo estratigráfico corresponden a las formaciones Agua Caliente (Cuenca

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Marañón) y Caliza B (Cuenca Oriente). La Formación Agua Caliente (Kummel, 1948; Müller & Aliaga, 1981) esta compuesta de areniscas blancas, grises, rosadas, y en menor proporción por lutitas y limos, depositadas en un ambiente fluvio-deltáico con influencia marina. La Formación Agua Caliente puede ser correlacionada lateralmente con la Caliza B de la parte inferior de la Formación Napo Inferior, descrita por Tschopp (1953) y Jaillard (1997) en la Cuenca Oriente. En la Cuenca Santiago, la proporción de lutitas aumenta, el ambiente sedimentario es marino, y s e confunde, también, con la parte inferior de la Formación Chonta (Pardo & Zúñiga, 1976).

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Cenomaniano. Esta edad caracteriza a la Formación Chonta. Para Moran & Fyfe (1933), la Formación Chonta tiene una edad albiano-senomaniana. Según Pardo & Zúñiga (1976), ella presenta fósiles de edad albiana a santoniano. Para Jaillard (1995), el Cenomaniano corresponde a la Formación Chonta Inferior en la Cuenca Marañón y a la Formación Napo Inferior de la Cuenca Oriente (Tschopp, 1953). A nivel de la Cuenca Marañón, la Formación Chonta Inferior esta constituida de areniscas, calizas y lutitas asociadas a un sistema deltáico próximo de una plataforma carbonatada (Jaillard, 1995). En la Cuenca Oriente, la formación Napo Inferior engloba tres miembros: Lutita U, Caliza U y Arenisca U (Jaillard, 1997). En la Cuenca Santiago, región del Río Santiago, la Formación Chonta esta integrada por secuencias sedimentarias netamente finas que hacen 900 a 1200 m de espesor (Kummel, 1948) y su limite inferior es transgresivo sobre las areniscas Cushabatay (Pardo & Zúñiga, 1976).

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Turoniano. A nivel de la Cuenca Marañón, el Turoniano corresponde a la Formación Chonta Medio que es caracterizada por una sucesión de calizas y lutitas grises a negras de plataforma carbonatada (fig. 2.3). En la Cuenca Oriente, el equivalente lateral de la Formación Chonta Medio correspondería a la Formación Napo Medio (Tschopp, 1953), con sus dos miembros denominados Caliza A y Caliza M2 con su equivalente lateral oriental llamado Arenisca M2 (Jaillard, 1997).

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Coniaciano - Santoniano. En la Cuenca Oriente, este intervalo corresponde a la Formación Napo Superior (Tschopp, 1953) que fue dividida en dos miembros: Caliza M1 (Coniaciano) y su equivalente lateral Lutitas M1, y las Lutitas Napo del Santoniano (Jaillard, 1997). A nivel de la Cuenca Marañón, el Coniaciano y Santoniano comprenden a la Formación Chonta Superior, la que es constituida por lutitas marinas (Jaillard, 1995).

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Campaniano Medio. Según Jaillard (1995), el Campaniano Medio es representado en la Cuenca Marañón por la Formación Vivian Inferior. La Formación Vivian fue datada por bioestratigrafía (Müller & Aliaga, 1981) del Campaniano-Maastrichtiano Inferior. Ella esta constituida por una serie de depósitos marinos que comienzan por areniscas seguidas de lutitas. El equivalente lateral en la Cuenca Oriente corresponde a las Areniscas M1 que de acuerdo a las observaciones de Jaillard (1997) representarían el tope de la Formación Napo Superior. A nivel de la Cuenca Santiago, la Formación Vivian alcanza un espesor de 100 m y tiende a reducirse en dirección del Escudo Brasileño (Pardo & Zúñiga, 1976).

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Maastrichtiano Inferior . Este intervalo corresponde a las areniscas continentales de la Formación Vivian Superior de la Cuenca Marañón, y puede ser correlacionados con las areniscas y limos de la Formación Tena Basal de la Cuenca Oriente (Seminario & Guizado, 1976).

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Maastrichtiano Superior (?). Este lapso de tiempo corresponde a la Formación Cachiyacu de la Cuenca Marañón (Kummel, 1948; Müller & Aliaga, 1981), y está caracterizada por lutitas y calizas negras marinas. Esta unidad sedimentaria es seguida por limos rojos continentales de la Formación Huchpayacu (Kummel, 1948). El equivalente lateral de estas unidades litológicas, en la Cuenca Oriente, probablemente corresponde a las lutitas grises, limos y areniscas rojas continentales del miembro Tena Inferior. En la Cuenca

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Santiago, a nivel de las Serranías Campanquiz, la Formación Cachiyacu alcanza un espesor de 60 a 80 m y desaparece hacia el Sur (Pardo & Zúñiga, 1976).

2.2.4. TERCIARIO Las series sedimentarias terciarias de las cuencas Oriente, Marañón y Santiago reposan sobre el Cretácico o directamente sobre el basamento en el borde oriental de la Cuenca Marañón.

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Paleógeno. El ciclo sedimentario paleógeno presenta exclusivamente depósitos de antepaís continentales interrumpidos de excepcionales incursiones marinas (fig. 2.3).

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Paleoceno. En las cuencas Oriente y Marañón, los sedimentos paleocenos están constituidos por limos, lutitas y areniscas continentales gruesas. En la Cuenca Oriente corresponde al miembro Tena Superior (Jaillard, 1997), separado del miembro Tena Inferior por un probable hiatus que correspondería al intervalo Maastrichtiano SuperiorPaleoceno basal. En la Cuenca Marañón, el Paleoceno incluye a la Formación Yahuarango, descrita en la Cuenca Ucayali por Kummel (1946), y presenta también dos miembros separados por una sedimentación fina litoral (Jaillard, 1995). En la Cuenca Santiago, el ciclo Paleoceno-Eoceno es pobremente diferenciado y esta representado por la secuencia sedimentaria Capas Rojas Inferiores (Pardo, 1982). A la base, esta unidad sedimentaria esta compuesta de limos rojos masivos, areniscas grises, niveles conglomeráticos y bancos de areniscas con estratificaciones entrecruzadas. Hacia el techo, la serie presenta limos masivos sobreyacidos por bancos de areniscas de grano fino. El espesor de esta formación puede alcanzar 1000 a 1500 m.

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Eoceno Inferior . El Eoceno Inferior debuta por un conglomerado inmaduro sin-tectónico que yace, en discordancia erosiva, sobre la Formación Tena Inferior o Tena Superior (Christophoul et al ., in press). Estos sedimentos gruesos evolucionan verticalmente a areniscas, argilitas abigarradas continentales denominadas Formación Tiyuyacu Inferior (Marocco et al ., 1997; Valdéz , 1997). La Formación Tiyuyacu Inferior desaparece hacia el Sur de la Cuenca Oriente y no existe en la Cuenca Marañón.

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Eoceno Medio – Mioceno Medio. En la Cuenca Oriente, la Formación Tiyuyacu Superior es también una serie continental grano-decreciente, que se inicia por conglomerados y terminan en areniscas y argilitas. El conglomerado basal reposa en discordancia erosiva sobre la Formación Tena al Sur de la Cuenca Oriente, y sobre la Formación Tiyuyacu Inferior al Norte. Este conglomerado muy maduro contiene un nivel de toba datado a 46.0 ± 0.4 Ma (Ar/Ar), y es interpretado como el resultado de un reajuste isostático regional (Christophoul et al ., in press). A nivel de las cuencas Marañón y Santiago, este intervalo corresponde a los conglomerados de la Formación Pozo Basal que yacen a la Formación Yahuarango (?). Esta secuencia sedimentaria es seguida, en concordancia, por los depósitos transgresivos de las formaciones Orteguaza (Cuenca Oriente) y Pozo (cuencas Marañón y Santiago), caracterizados por areniscas y lutitas gris verdosas a negras de ambiente marino somero. Estas secuencias sedimentarias son atribuidas al Eoceno Medio-Oligoceno (ROBERTSON RESEARCH, 1990; LABOGEO, 1996). En la Cuenca Santiago alcanzan 200 a 400 m de potencia (Pardo, 1972). En la Cuenca Oriente, la Formación Orteguaza pasa progresivamente a la Formación Chalcana (Tschopp, 1953) de ambiente continental, constituida por argilitas rojas con concreciones calcáreas e intercalaciones de areniscas. En la Cuenca Marañón, esta serie sedimentaria continental de débil energía corresponde a la Formación Chambira (Kummel, 1946) atribuida al Mioceno (Seminario & Guizado, 1976; Gutiérrez, 1982) o al Oligoceno Superior - Mioceno Medio (Marocco, 1994).

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Mioceno - Plioceno - Cuaternario . Corresponde a las unidades sedimentarias de cuenca de antepaís esencialmente continentales, en la que interfiere la transgresión marina miocena proveniente del Norte (Formación Curaray de la Cuenca Oriente y Formación Pebas de la Cuenca Marañón). Este dispositivo sedimentario, sincrónico a la estructuración de la zona subandina, será descrito detalladamente en el Capitulo 5.

2.3. CUENCA HUALLAGA En la zona que corresponde a la Cuenca Huallaga (fig. 2.2), las unidades litológicas más antiguas conocidas en afloramientos y en pozos corresponden a las series sedimentarias del Grupo Pucará (fig. 2.3). Solo un pozo exploratorio (Shanushi), localizado en el limite sur-occidental de la Cuenca Marañón, alcanzó esta unidad sedimentaria.

2.3.1. PRECAMBRICO – PALEOZOICO Estas unidades litológicas no afloran en la Cuenca Huallaga, sin embargo, las líneas sísmicas muestran importantes reflectores por debajo de las series mesozoicas. Estos horizontes, probablemente paleozoicos, son preservados en grabens o semi-grabens al igual que en la Cuenca Santiago. El basamento pre-cambriano se encuentra deformado por fallas asociadas probablemente a movimientos transcurrentes.

2.3.2. MESOZOICO El Mesozoico aflora principalmente al frente de los cabalgamientos subandinos y en los núcleos de anticlinales de rampa en las zonas mas internas (fig. 2.1).

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Triásico Superior - Jurásico Inferior . En el Valle del Huallaga Medio (Rosenzweig, 1953) y más al SW, en los Cerros de Cushabatay (Kummel, 1948), este intervalo corresponde a los afloramientos del Grupo Pucará , que en algunos casos se presenta fallado y deformado por diapiros. En la zona de Tingo María, el Grupo Pucará esta compuesto por calizas bituminosas grises y negras con intercalaciones delgadas de lutitas con ammonites del Lias. Sin embargo, estas secuencias sedimentarias están en su mayor parte incompletas y muy deformadas (Pardo & Zúñiga, 1976). Sobre el borde occidental de la Cuenca Huallaga, el espesor de este grupo puede alcanzar los 2000 m (serie incompleta levantada entre Tingo María y el Boquerón del Padre Abad: fig. 2.2). Según Velarde et al ., (1978), el Grupo Pucará muestra variaciones laterales de facies. De Oeste hacia el Este, pasa de una facies marina a una facies continental. Estas variaciones de facies son observadas también en las líneas sísmicas. Aparentemente se puede situar una línea de costa al Oeste del Alto del Shira y del alto de Pisqui (fig. 2.4). En la parte central y occidental de la cuenca, el Grupo Pucará esta constituido de sedimentos carbonatados finos que incluyen niveles de tobas y calizas grises a negras intercaladas de lutitas laminares negras y bituminosas. La porción inferior de la secuencia presenta fósiles de edad noriana, mientras que su porción superior fue datada del Lias (Velarde et al ., 1978). En pozo Shanushi atravesó 46 m del Grupo Pucará, sin haber alcanzado su base.

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Jurásico Superior – Cretácico precoz . Este intervalo de tiempo corresponde a la Formación Sarayaquillo que en los Cerros de Cushabatay (localidad tipo: fig. 2.2), esta conformada de areniscas rojas con estratificaciones entrecruzadas e intercalaciones de niveles de conglomerados y argilitas rojas que alcanzan un espesor de 2000 m (Kummel, 1948). En la zona de Pongo de Tiraco, estas series sedimentarias fueron datas del Jurásico Superior, Berriasiano y Valanginiano (Müller, 1982). En Tingo María (Koch, 1962), la parte inferior de la Formación Sarayaquillo (>1500 m) presenta un importante nivel de calizas y dolomitas grises que sobreyacen a un importante conglomerado basal. Este conglomerado reposa sobre secuencias liásicas del Grupo Pucará (Pardo & Zúñiga, 1976).

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El espesor de la Formación Sarayaquillo es de 2000 m en la región del Huallaga Superior (Huff, 1949) y 2180 m al nivel del Huallaga Medio (Rosenzweig, 1953)

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Cretácico. -

Aptiano - Albiano Inferior . Corresponde a la formación Cushabatay, constituida de areniscas blancas a amarillas, y aveces de micro-conglomerados. Estas areniscas presentan laminaciones entrecruzadas y alcanzan un espesor de 400 m (Alvarez-Calderón, 1999). En el Pongo de Tiraco, la Formación Cushabatay es de un ambiente continental, y su porción inferior presenta una superficie de erosión responsable de la ausencia del Hauteriviano y del Barremiano (Müller, 1982). En el valle del Huallaga, a nivel de los Cerros de Cushabatay y Contamana, esta formación se adelgaza hacia el Este y su espesor pasa de 400 m a 270 m (Pardo & Zúñiga, 1976).

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Albiano Inferior-Medio. Este intervalo de tiempo esta representado por la Formación Esperanza - Raya (Kummel, 1948), conformada de lutitas fosilíferas negras e intercalaciones de delgadas capas de calizas grises y areniscas finas, que pueden alcanzar un espesor total de 150 m (Río Cushabatay). Esta secuencia sedimentaria corresponde al fin del ciclo transgresivo del Aptiano, formado por lutitas y areniscas con restos de plantas y que puede alcanzar un espesor de 155 m (Velarde et al ., 1978). Hacia el Este, esta formación marina desaparece y pasa lateralmente a una facies mas gruesa que corresponde a la Formación Raya s.s. (Kummel, 1948), que a nivel de los Cerros de Contamana presenta 170 m de potencia. En la zona de Tingo María, la Formación Raya esta compuesta de areniscas finas de color gris, calizas y limos grises carbonosos, que alcanzan un espesor de 140 m (Velarde et al ., 1978). Los ammonites recolectados en la Formación Esperanza, en los afloramientos del Río Huallaga, dieron una edad del Albiano Medio-Inferior (Pardo & Zúñiga, 1976).

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Cenomaniano. Corresponde a la Formación Agua Caliente. En los Cerros de Contamana, localidad tipo (Kummel, 1948), esta formación esta constituida de areniscas cuarzosas blancas y masivas de grano fino a grueso con estratificaciones entrecruzadas, presenta también intercalaciones de lutitas negras carbonosas con restos de plantas (Pardo & Zúñiga, 1976). Según Müller (1982), la sedimentación de la Formación Agua Caliente comenzó a inicios del Cenomaniano, pero su limite bioestratigráfico superior (contacto con la Formación Chonta) varía considerablemente. Efectivamente, este limite fue datado del Cenomaniano Medio en la sección de Pardo de Miguel, del Cenomaniano Superior a nivel del Río Huallaga y del Turoniano Inferior en el Pongo de Tiraco y en el Río Cushabatay. Existe entonces un importante diacronismo al contacto de la formaciones Agua Caliente y Chonta. En la zona de Tingo María, la Formación Agua Caliente (140 m de espesor) presenta una facies de debris flow hacia el Este, y fluvio-deltáico hacia el NE (Pardo & Zúñiga, 1976).

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Turoniano - Santoniano. El Turoniano corresponde a las calizas de la Formación Chonta, que fue definida por primera ves por Moran & Fyfe (1933), y atribuida al intervalo Albiano-Santoniano (Pardo & Zúñiga, 1976). Esta formación presenta una distribución regional y se la encuentra en la mayor parte de afloramientos de la zona subandina. Esta compuesta por lutitas, margas, calizas negras, grises y verdes, y delgados niveles de areniscas calcáreas. Su limite superior corresponde a la zona de transición con las areniscas de la secuencia regresiva de la Formación Vivian. En el Pongo de Tiraco, sobre el Río Cushabatay, la base de la Formación Chonta fue datada del Turoniano Inferior (Müller, 1982).

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Santoniano- Maastrichtiano. Kummel (1948) describió a la Formación Vivian como una serie sedimentaria situada entre el techo de la Formación Chonta (Santoniano) y la base de la Formación Cachiyacu (Maastrichtiano). Esta unidad sedimentaria, esta caracterizada por

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areniscas cuarzosas de grano fino a medio, comprendiendo intercalaciones de lutitas negras. El contacto de la Formación Vivian con las formaciones que la limitan es en concordancia y fue definida en la Quebrada Vivian de los Cerros de Contamana, donde Moran & Fyfe (1933), la describieron como "Areniscas de Azúcar".

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Maastrichtiano Superior . En la zona del Río Huallaga, la Formación Cachiyacu, que representa la parte superior del Cretácico de la zona subandina del Perú, no fue observada (Seminario & Guizado, 1976).

2.3.3. TERCIARIO Las unidades litológicas terciarias corresponden principalmente a sedimentos de ambiente continental. De manera general, estas series monótonas están constituidas de conglomerados, areniscas, limos y argilitas bien compactas. En su conjunto, estos sedimentos no son fosilíferos, sin embargo, en algunos horizontes se pueden encontrar restos de carofitas, tallos y hojas de plantas y ostracodos.

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Paleógeno. En la Cuenca Huallaga, las rocas sedimentarias paleógenas corresponden a las formaciones Huchpayacu, Casa Blanca y Pozo (fig. 2.3).

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Paleoceno Inferior . Este intervalo de tiempo corresponde a la Formación Huchpayacu (Kummel, 1948), la que esta compuesta en su mayor parte de limos rojos y granates con algunas intercalaciones de areniscas finas. La asociación de carofitas: Porochara gildemeisteri, Porochara gildemeisteri costata, Tectochara cylindrata minuta, Sphaerochara brewsterensis, Rhabdochara rolli y Tectochara cylindrata, encontradas a lo largo del Río Huallaga y estudiadas por Peck & Reker (1947) dieron una edad del Eoceno. Sin embargo, los estudios micropaleontológicos y de carofitas, realizados en las cuencas Ucayali y Madre de Dios (COOPERACION TECNICA PERUANO-ALEMANA, 1982) muestran que la zona de Sphaerocharas corresponden al Paleoceno Inferior ( in Hermoza, 2000).

Una serie sedimentaria llamada Formación Casa Blanca (Kummel, 1948), conformada por areniscas blancas (en gran parte tufáceas) masivas intercaladas de argilitas, situada entre las formaciones Huchpayacu y Pozo, fue descrita al norte del Ucayali Central. Esta unidad sedimentaria azoica, no aportó fósiles ni en afloramientos, ni en pozos (Seminario & Guizado, 1976). Sin embargo, esta formación evoca la facies de la base de la Formación Pozo.

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Oligoceno. El Oligoceno corresponde a la Formación Pozo de Williams (1949). A lo largo del Río Yurimahuas (localidad tipo), esta formación esta constituida de argilitas carbonosas finamente estratificadas e intercaladas con niveles calcáreos. Los microfósiles encontrados por Williams (1949) y estudiados por A. A. Olsson ( in Seminario & Guizado, 1976) dieron una edad oligocena, pero lamentablemente estos fósiles no fueron descritos. En la zona subandina del Perú central (Huallaga, Pachitea y Ucayali), el equivalente lateral de la Formación Pozo corresponde a la Formación Yahuarango de Kummel (1948), y su descripción litológica es similar.

Mioceno - Plioceno - Cuaternario . Las series sedimentarias neógenas constituyen depósitos de antepaís que en el ámbito de la Cuenca Huallaga corresponden a las formaciones Chambira, Pebas y Marañón (Neógeno) y a la Formación Corrientes (Cuaternario). Aparentemente, la transgresión miocena observada en las cuencas Marañón y Oriente (Pebas y Curaray, respectivamente) no alcanzaron el subandino central del Perú o ella es poco representada o muy somera.

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2.4. CUENCA PACHITEA - UCAYALI En las cuencas Pachitea y Ucayali (fig. 2.4), las unidades estratigráficas implicadas en la deformación corresponden a rocas metamórficas de edad precambriana y a rocas sedimentarias de edad paleozoica inferior a cuaternario (fig. 2.3). Ellas son bien conocidas en afloramientos así como en el subsuelo.

2.4.1. PRECAMBRICO Las rocas precambrianas afloran solamente al Oeste de la Cuenca Pachitea, en la Cordillera Oriental y probablemente en la parte sur de la Cuenca Ene (J.F. Ballard, com. oral ). Al Norte, ellas constituyen, sin duda, los altos de Cushabatay y de Contaya (Laurent & Pardo, 1974), y se trata de un complejo metamórfico muy esquistoso. En la Cuenca Ucayali, el pre-Ordovícico fue mencionado en los pozos Agua Caliente 1, Runuya 1X, Sepa 1X Mipaya 5X, La Colpa 1 y Platanal 01, situados al Norte y al Este del alto del Shira (fig. 2.4). En esta zona, corresponden a rocas graníticas, plutónicas básicas y rocas metamórficas principalmente gnéisicas (ROBERTSON RESEARCH, 1993).

2.4.2. PALEOZOICO Las unidades estratigráficas paleozoicas están esencialmente constituidas por sedimentos marinos. Las líneas sísmicas muestran que el Paleozoico Inferior se bisela de manera regional hacia el Escudo Brasileño, mientras que su espesor aumenta hacia el SW (Velarde et al ., 1978). Los afloramientos están ubicados principalmente en la zona interna del subandino sur de la Cuenca Ucayali, en el flanco oriental del Shira y en la Cuenca Ene.

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Ordovícico. Los únicos afloramientos conocidos del Ordovícico están situados a nivel del Arco de Contaya, en los contrafuertes orientales del Shira (Río Unini-Tsipani) y en la zona subandina interna del Sur de la Cuenca Ucayali. Estas series sedimentarias y volcánicas son llamadas clásicamente Formación Contaya. En el Arco de Contaya (Newell & Tafur, 1943), el Ordovícico esta representado por 150 m de lutitas argilíticas grises marinas que aportaron graptolites de edad llanvirniana. Estas lutitas sobreyacen a niveles de cuarcitas masivas (de ambiente litoral) de edad desconocida. En la zona interna del subandino (Sur de la Cuenca Ucayali), los afloramientos del Ordovícico Superior corresponden a la Formación Sandia (Valdivia, 1974), situados al Sur del Pongo de Mainique, mientras que el Ordovícico Medio conocido como la Formación San José (Laubacher, 1978) aflora a nivel de los contrafuertes orientales de la Cordillera Oriental. La Formación San José (fig. 2.3), esta representado por esquistos negros a grises con pirita diseminada y cristalizada, y estratos en delgados bancos "Lutitas Bandeadas". Hacia la porción media de la sección, se puede observar grandes bancos de cuarcitas blancas con laminaciones entrecruzadas. El espesor calculado es de alrededor 2000 m. De otra parte, la Formación Sandia es caracterizada por argilitas y esquistos negros a grises y cuarcitas blancas a grises. Las argilitas del tope presentan nódulos calcáreos y el espesor promedio de esta formación es de 1000 m aproximadamente. Al nivel del Río Unini-Tsipani (flanco oriental del Shira) situado a 210 Km al NW del Pongo de Mainique, geólogos de TOTAL 1 reconocieron 795 m del Ordovícico compuesto por:

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Serie Violeta formada por lutitas espesas (50 m) rojas y violetas intercaladas con areniscas verdes con riples y retos de plantas; Volcanitas Tsipani observadas en la Quebrada Tsipani, y constituidas por rocas masivas grises, que corresponden a coladas horizontales intercaladas dentro de una masa eruptiva, piroclástica, formada por bombas volcánicas englobadas en una matriz micropiroclástica y microvesicular, parcialmente metamorfizada.

Rapport REX4-Total, 1974

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Fig. 2.4. Mapa estructural de las cuencas Pachitea, Ucayali y Ene

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En el subsuelo, la Formación Contaya fue reconocida en el pozo Pisqui 1, Coninca 1-2 y Cashiboya 1-A (fig. 2.4), donde la litología es muy similar a los sedimentos encontrados en la Cuenca Marañón. Contrariamente, esta formación esta ausente en los pozos Sepa, La Colpa y Platanal.

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Silúrico. Las series sedimentarias silúricas no fueron reconocidas en el subsuelo en los pozos de la Cuencas Ucayali y Pachitea, sin embargo, ellas afloran en la zona subandina interna, al sur del Pongo de Mainique. En esta zona, el Silúrico Inferior esta representado por la Formación San Gabán (Laubacher, 1974). Hacia la base, esta formación presenta diamictitas intercaladas con niveles de areniscas finamente laminadas, mientras que hacia el tope, esta constituida de diamictitas masivas con clastos (60 cm de diámetro) de granitos y rocas sedimentarias facetadas. El espesor calculado es de 200 m en promedio. Otros afloramientos de rocas ordovícicas y silúricas existen al Sur de la Cuenca Ene, comparables a los afloramientos de la zona del Pongo de Mainique.

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Siluro-Devoniano. Los únicos afloramientos conocidos están situados al Sur del Pongo de Mainique, y son asimilados a la Formación Ananea (Laubacher, 1974) por correlación con la zona subandina sur-peruana. Esta Formación esta compuesta hacia la base de argilitas y lutitas grises a negras muy deformadas, intercaladas con delgados niveles de areniscas finamente laminadas. Hacia el tope, esta conformada por intercalaciones de areniscas y argilitas. El espesor promedio es de 1000 m y constituye un importante nivel de despegue. En el subsuelo, ningún pozo ha atravesado esta unidad litológica, lo cual puede ser explicado sea por una erosión pre-devónica, sea por no depositación.

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Devónico. Las series sedimentarias pertenecientes al Devónico son tradicionalmente conocidas como Grupo Cabanillas (Newell, 1945). En la zona que corresponde al flanco oriental del Shira, fueron descritas rocas con una litología similar a las unidades sedimentarias devónicas conocidas en otros lugares. En la Cuenca Pachitea, esta serie estratigráfica del Devónico Medio a Superior aflora en el Río Nevati (flanco oeste del Shira: fig. 2.4). Según Montoya & Berrospi (1990), el Grupo Cabanillas esta compuesto de intercalaciones de argilitas (carbonosas con nódulos silíceos), silts y areniscas (fig. 2.5). El ambiente sedimentario asumido a este grupo es estuariano y su edad del Famenniano. En la Cuenca Marañón, el Grupo Cabanillas esta caracterizado por dos conjuntos sedimentarios: el primero de edad emmsiana y el segundo de edad famenniana (ROBERTSON RESEARCH, 1990). En consecuencia, parece que Montoya & Berrospi (1990) solo observaron la parte superior de este grupo en el Río Nevati. En la extremidad sur de la Cuenca Ucayali, el Grupo Cabanillas aflora en la zona subandina externa e interna. En la zona externa, los principales afloramientos son situados en la prolongación oriental de los corrimientos frontales (zona de Camisea: fig. 2.4), mientras que en el ámbito de la zona interna están localizados en la zona del Pongo de Mainique y al Sur de éste en el núcleo del sinclinal de Yavero. En el Pongo de Mainique, el Grupo Cabanillas (Devónico Superior) corresponde a una sucesión rítmica de areniscas y lutitas (fig. 2.6) desarrolladas en un ambiente infratidal litoral a deltáico, y constituyen un nivel de despegue de base de la zona subandina externa. El Devónico ha sido también observado en la Cuenca Ene, al Sur del Río Tambo, donde presenta un espesor de 1500 m, constituido de argilitas micáseas de color gris oscuro y de silts (Mégard, 1978). En el subsuelo, la distribución del Devónico esta circunscrito a la parte norte de la Cuenca Ucayali. En efecto, el pozo Runuya, ubicado al Este del Shira atravesó 168 m de rocas sedimentarias consideradas de edad devoniana. Esta secuencia, discordante sobre el substrato, esta conformada por dos cuerpos de areniscas separadas por un nivel de lutitas (37 m). Al Sur del pozo Runuya, la sísmica muestra un aumento de espesor del Devónico, el que es afectado por fallas, erosionado y sellado por el Paleozoico Superior (Velarde et al ., 1978). Un importante espesor del Devónico (probable) fue mencionado en el pozo Sepa, donde alcanza casi 2000 m.

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Fig. 2.5. Sección estratigráfica sintética del Paleozoico en Nevati (Montoya & Berrospi, 1990)

Fig. 2.6. Sección estratigráfica del Paleozoicode Pongo de Mainique (Gil et al., 1999ª), ver anexo A

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En los pozos Agua Caliente 1, Pisqui 1, Coninca 2 y Cashiboya 1, el D evónico esta ausente, ya que se bisela hacia el Norte (arcos de Contaya y Moa Divisor) y hacia el SE de la cuenca, a nivel del Arco de Fitzcarrald.

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Carbonífero. Las series sedimentarias carboníferas engloban a los grupos Ambo (Mississipiano) y Tarma (Pensilvaniano). Al finalizar el Devónico, la fase eo-herciniana se manifiesta por el emplazamiento de depósitos detríticos del Grupo Ambo y por una importante erosión de las zonas emergidas, situadas a nivel de la actual Cordillera Occidental y de una parte del Altiplano.

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Mississipiano. Esta unidad estratigráfica, que corresponde al Grupo Ambo (Newell et al ., 1949), fue descrita en la Cuenca Pachitea a nivel del Río Nevati (flanco occidental del Shira) por Montoya & Berrospi (1990). Estos autores describen intercalaciones de argilitas negras a grises con areniscas y silts carbonosos de edad tournesiana. En la Cuenca Ene, el Grupo Ambo fue descrito por Mégard (1978) a nivel del Río Tambo, donde presenta un espesor de 1150 m. En el ámbito de la Cuenca Ucayali, aparentemente, los principales afloramientos están ubicados en los contrafuertes meridionales del Shira. Efectivamente, en la zona que corresponde al Río Unini-Tsipani, geólogos de TOTAL describieron en la Quebrada Tsipani, bajo la Formación "Green Sandstones", una serie sedimentaria que empieza por limos y lutitas negras, seguidas de areniscas verdes de grano fino a medio, homogéneas y porosas, que contienen niveles de areniscas masivas, con un espesor promedio de 100 m. Otros afloramientos importantes son conocidos en el Pongo de Mainique, donde el Grupo Ambo esta conformado por ~500 m de intercalaciones de bancos decimétricos de areniscas y de bancos centimétricos de argilitas (fig. 2.6), los que se desarrollan por encima de una base erosiva. El ambiente sedimentario evoluciona de una zona infratidal dominada por corrientes oscilantes hacia un sistema francamente deltáico. Las líneas sísmicas de la Cuenca Ucayali no permiten identificar al Grupo Ambo, aunque parece aparecer por debajo la secuencia permo-carbonífera a nivel del pozo Runuya, bajo la forma de areniscas verdes claras, tufáceas y limosas (Velarde et al ., 1978). En los pozos Sepa y La Colpa, el Grupo Ambo esta formado de intercalaciones de argilitas y de areniscas (fig. 2.4).

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Pensilvaniano. Las series sedimentarias pensilvanianas, que corresponden al Grupo Tarma (Newell, 1946), regionalmente están constituidas por calizas micríticas y oolíticas, calizas dolomíticas intercaladas de lutitas grises de plataforma carbonatada y tienen una edad westfaliana a stefaniana. En la Cuenca Pachitea, el Grupo Tarma fue evidenciado en el Río Nevati (fig. 2.4). Según Montoya & Berrospi (1990), esta conformado por 178 m de areniscas verdes de grano fino a medio, cuya matriz argilítica es rica en clorita. Este grupo presenta también niveles de argilitas carbonosas. A la base, esta unidad sedimentaria muestra depósitos de dunas eólicas, intercaladas con sedimentos de sebkha y de cordones litorales oolíticos y bioclásticos. La parte superior corresponde a una rampa carbonatada sub-litoral con barras arrecifales de briozoarios Más hacia el Sur, en la Cuenca Ene, los principales afloramientos están situados a nivel de los ríos Tambo (~250 m de areniscas verdes y rojas) y Ene (areniscas verdes). En la Cuenca Ucayali, una plataforma carbonatada se instaló sobre gran parte de la cuenca durante el Pensilvaniano, como lo atestiguan las calizas de los pozos Runuya, Agua Caliente, Maquia, Platanal y La Colpa. En el campo petrolífero Agua Caliente, el Grupo Tarma reposa en discordancia sobre el Devónico, donde está compuesto de lutitas negras con un nivel de areniscas a la base (Velarde et al ., 1978). En la parte norte del Shira, Huff (1949) describió una potente secuencia de calizas con fusulinas permianas. Entonces esta secuencia pertenecería al Grupo Copacabana, sin embargo es probable que su porción inferior sea equivalente del grupo Tarma. En efecto, siempre a nivel del Campo Agua Caliente, Heim (1947) notó la

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presencia (538 m) de calizas compactas que engloban corales y braquiópodos, seguido de calizas con cherts y fusulinas permianas. Estas calizas sobreyacen a una secuencia (64 m) de intercalaciones de margas y lutitas negras carbonosas, parecidas a la facies Tarma, y que K. T. Huff no encontró en el Shira ( in Velarde et al., 1978). En el pozo Runuya, el Grupo Tarma parece estar representado por una delgada secuencia de lutitas grises, intercalada de calizas silíceas, que yacen a areniscas verdes (Velarde et al., 1978). Aparentemente, el Grupo Tarma fue atravesado también en los pozos Sepa y San Martín (Camisea, fig. 2.4). Sobre el flanco oriental del Shira, al Sur del campo Agua Caliente (fig. 2.4), M. J. Sullins (in Velarde et al ., 1978) identifico por debajo del Grupo Copacabana una secuencia de areniscas verdes con grandes clastos y conglomerados a la base. Estas facies fueron atribuidas a la Formación Chipani y correlacionadas con el Grupo Ambo. Estas mismas observaciones fueron reportadas por los geólogos de TOTAL en la región del Río UniniTsipani (fig. 2.4), donde se puede observar por debajo de la calizas Copacabana la secuencia de areniscas verdes de la Formación “ Green Sandstone” y que es el equivalente del Grupo Ambo. En consecuencia, la facies Tarma descrita en el Pongo de Mainique no existen en el Alto del Shira. A nivel del Pongo de Mainique, el Grupo Tarma (fig. 2.6) corresponde a una alternancia de calizas y lutitas negras; las calizas presentan un color gris y aveces son dolomíticas y de color negro a crema y con una estratificación masiva. Estas rocas contienen fósiles y cherts, y un fuerte aroma a hidrocarburos (Velarde et al ., 1978).

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Pérmico. Las rocas sedimentarias permianas (fig. 2.3), corresponden al Grupo Copacabana (Cabrera La Rosa & Petersen, 1936; Dumbar & Newell, 1946; Kummel, 1948), y a la Formación Ene (Leigth & Rejas, 1966). El primero netamente marino, mientras que la Formación Ene presenta una importante sedimentación detrítica, probablemente asociada a la tectónica tardi-herciniana.

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Pérmico Inferior - Copacabana. En la Cuenca Pachitea, el Grupo Copacabana aflora en los contrafuertes del Shira. Esta unidad litológica aflora también en las márgenes del Río Nevati, donde según Montoya & Berrospi (1990), el Grupo Copacabana comprende tres secuencias (fig. 2.5): - la primera (parte inferior) esta compuesta de 215 m de calizas con braquiópodos, fusulinas, crinoideos, algas, briozoarios, corales y areniscas calcáreas; - la parte intermedia comprende 53 m de lutitas grises a negras, y calizas micríticas ricas en fragmentos de fósiles; - la tercera parte (superior) corresponde a 40 m de calizas grises micríticas.

Sobre el flanco oriental del Shira, a nivel del Río Tsipani, afluente del Unini, los geólogos de TOTAL describieron 760 m de calizas y calizas dolomíticas grises a negras, aveces marrones, esparíticas o micríticas con estratificación masiva con estilolítas, cherts y fósiles. El contacto superior es truncado por una falla, mientras que la base reposa sobre la Formación “Green Sandstone” o Ambo. Al SE del Shira, el Grupo Copacabana fue reportado por W. O. Kupsch ( in Velarde et al ., 1978), donde presenta variaciones importantes de espesor (250 a 800 m), debidas a una superficie de erosión. A nivel del Pongo de Mainique, el Grupo Copacabana yace en concordancia al Grupo Tarma, y comprende esencialmente calizas intercaladas de algunos niveles de argilitas (fig. 2.6). Esta secuencia sedimentaria, que aflora también en la Cuenca Ene, presenta un ambiente sedimentario de rampa de plataforma carbonatada y arrecifes, que probablemente ocupó una gran parte del territorio peruano y boliviano. En el subsuelo de la Cuenca Ucayali, el Grupo Copacabana fue alcanzado por los pozos Maquia 1, Coninca 1-2, Huaya, Agua Caliente, Runuya, Platanal, La Colpa, Sepa, Mipaya, Segakiato, San Martín y Cashiriari, y se encuentra ausente en los pozos Rayo 1, Cashiboya

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y Pisqui (fig. 2.4), y en la región SW donde las líneas sísmicas muestran un bisel sedimentario (Velarde et al ., 1978)

Nota: en el Perú central, los grupos Ambo, Tarma y Copacabana se suceden en concordancia (Dalmayrac et al, 1980).

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Pérmico Inferior - Ene. En la Cuenca Pachitea, la Formación Ene estaba tradicionalmente considerada ausente. Diferentes campañas de campo nos permitió poner en evidencia un conjunto litológico con características muy similares a las de la Formación Ene y que afloran al frente de los cabalgamientos subandinos, donde la base de esta unidad sedimentaria representa un importante nivel de despegue (Gil, 1997). La Formación Ene sobreyace a las secuencias finas del tope del Grupo Copacabana aparentemente sin una discontinuidad importante. En el Pongo de Paquitzapango, al Sur de la Cuenca Ene, la sección tipo descrita por Leight & Rejas (1996) esta compuesta a la base por sedimentos finos (argilitas y silts) oscuros que podrían corresponder a la parte somital del Grupo Copacabana. La sección media de esta formación esta compuesta de areniscas cuarcíticas masivas muy duras con estratificaciones entrecruzadas, mientras que su porción superior esta caracterizada por lutitas negras, ricas en materia orgánica, y bancos de calizas de 1 a 2 m de potencia. Todo este conjunto finaliza con dolomitas gruesas que comprenden niveles de cherts (fig. 2.7). Los análisis palinológicos (Martin & Paredes, 1977; ROBERTSON RESEARCH, 1990) indican una edad permiana inferior (Artinskiano-Kunguriano ?). El ambiente sedimentario corresponde a un medio sub-tidal de baja energía a lagunar. En la zona del Río Unini-Tsipani (contrafuerte oriental del Shira), la Formación Ene parece estar representada por una unidad basal “ Mainique Sandstone” y una unidad superior “ Dolomítica y Calcedónica” (Velarde et al., 1978). Como en el Pongo de Mainique, este conjunto sedimentario reposa en concordancia sobre el Grupo Copacabana, donde la Formación Ene esta constituida principalmente por areniscas, argilitas y algunos niveles calcáreos (fig. 2.6). En la Cuenca Pachitea, las líneas sísmicas muestran que la Formación Ene se bisela hacia el Este y desaparece en el Alto del Shira (Gil, 1997). El pozo Sanuya 3X (fig. 2.4) atravesó, por debajo de las areniscas conglomeráticas de la base de la Formación Cushabatay (Cretácico), una secuencia de sedimentos litorales a continentales, compuestos de limos marrones a rojos, areniscas finas con inclusiones de cherts y pirita (Velarde et al ., 1978). Por sus características litológicas y palinológicas Velarde et al . (1978) le atribuyen a esta facies a un medio ambiente litoral-continental y una edad permiana, y probablemente contemporánea a la Formación Pinquen de la Cuenca Madre de Dios. Lo cual esta en acuerdo con su posición estratigráfica por encima del Grupo Copacabana. Aparentemente la Formación Ene fue alcanzada por los pozos Platanal, Sepa, Mipaya, San Martín, Segakiato, Armihuari y Cashiriari del sur de la Cuenca Ucayali, donde esta representada también por sedimentos litorales y continentales.

Permo-Triásico . El Permo-Triásico es caracterizado por las unidades sedimentarias y volcánicas del Grupo Mitu (McLaughlin, 1924; Newell et al ., 1949). En la Cuenca Pachitea, los nuevos datos de campo que hemos obtenido nos llevan a proponer su presencia en la Cordillera de San Matías (fig. 2.4), al frente de los corrimientos de la zona subandina (Gil, 1997). En esta zona, este grupo esta caracterizado por series conglomeráticas fluviales, de color rojo, con clastos de rocas volcánicas y cuarcitas, intercalada de limos rojos y areniscas (fig. 2.8). El Grupo Mitu aflora también al sur de la Cuenca Pachitea. En la Cuenca Ene, al NW y SE de Satipo, esta unidad litológica descansa en discordancia sobre las rocas sedimentarias y volcánicas del Paleozoico Inferior y alcanzan una potencia de 1000 m. En el subsuelo de la Cuenca Pachitea, el único pozo donde los conglomerados del Grupo Mitu son descritos corresponde al pozo Oxapampa 07-1 (fig. 2.4), aquí alcanza 330 m de espesor, sin haber sido atravesado completamente.

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De otra parte, la sísmica muestra que el Grupo Mitu se bisela hacia el Este, en dirección del Alto del Shira, donde desaparece. Probablemente esta ausente en toda la Cuenca Ucayali. Los fósiles encontrados indican una edad permiana media y superior (Steinman, 1930; Amstutz, 1956; Audebaud, 1967; Benavides, 1968; Dumbar & Newell, 1946; Harrison, 1943; Newell et al ., ., 1953; Fricker, 1960).

2.4.3. MESOZOICO El Mesozoico esta representado por rocas sedimentarias marinas y continentales, y fue reportado por la mayoría de pozos exploratorios. En el ámbito de la Cuenca Pachitea, ciertas unidades mesozoicas se biselan hacia el Alto del Shira.

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Triásico Superior - Jurásico Inferior . En la Cuenca Pachitea, el Grupo Pucará (McLaughlin, 1924) fue descrito en el pozo Oxapampa 07-1, donde esta constituido de 1900 m de calizas, dolomitas, evaporítas (anhidrita y halita), silts rojos y areniscas. En la localidad de Puente Paucartambo (fig. 2.4), el Grupo Pucará esta conformado por evaporítas y carbonatos asociados a basaltos y areniscas rojas (Mégard, 1979). Hacia el SE (Río Perené), Montoya & Berrospi (1990) estiman en 1780 m el espesor de esta unidad sedimentaria. A nivel de la Cuenca Ucayali, la presencia del Grupo Pucará es probablemente caracterizada por facies mas proximales. En efecto, al Oeste de la Cuenca Pachitea (cerca de los contrafuertes de la Cordillera Oriental), este grupo presenta importantes facies calcáreas, mientras que hacia el Este, a nivel de la zona subandina interna, esta caracterizado por dolomitas y evaporítas y delgados niveles calcáreos. En el Shira, la presencia del Triásico y Jurásico fue mencionada por Velarde et al. (1978) en la Quebrada Unini-Tsipani, donde describen una facies mas detrítica que sobreyace a un nivel de paleosuelos, que marcan el fin del ciclo paleozoico. Estas series sedimentarias parecen corresponder a los niveles detríticos datados del Triásico por Müller (1982) en el Pongo de Mainique. En la mayor parte del Perú, el Grupo Pucará es considerado del Hettangiano-Aaeliano (Westermann et al ., ., 1980). En la Cuenca Marañón, la edad de la base de este grupo puede descender hasta el Noriano, y en el centro del Perú (Mégard, 1979) entre el Noriano y el Ladiniano.

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Jurásico Medio - Cretácico precoz . Este intervalo de tiempo corresponde a los depósitos de la Formación Sarayaquillo (Kummel, 1946; Mégard, 1979). En la Cuenca Pachitea, los conglomerados atribuidos tradicionalmente a la Formación Sarayaquillo y encontrados en los pozos del campo Oxapampa, y en la Cordillera de San Matías (fig. 2.4), corresponderían de acuerdo a nuestras observaciones a los conglomerados del Grupo Mitu (Gil, 1997). Es únicamente a nivel de la zona de Puente Paucartambo (fig. 2.4) que pueden encontrarse los verdaderos conglomerados de la Formación Sarayaquillo y que se desarrollaron al Oeste de esta zona. En efecto, esta unidad estratigráfica aflora en Puente Paucartambo y a lo largo de la carretera que va a la localidad de Oxapampa. En esta zona, la Formación Sarayaquillo esta compuesta, a la base, de capas rojas finas continentales de algunas decenas de metros, sobreyacidas por 300 a 500 m de alternancia de limos rojos, areniscas argilíticas gruesas y conglomerados gruesos (cono aluvial) organizadas en una secuencia estrato-creciente (fig. 2.9). Las paleocorrientes dan una dirección de transporte hacia el NE. Hacia su tope, la serie se hace grano- y estrato-decreciente. En el frente subandino, del Norte de la Cuenca Pachitea, en el Boquerón del Padre Abad (fig. 2.4), la Formación Sarayaquillo cubre al Grupo Pucará sin discordancia aparente, mientras que en el Río Perené (Cuenca Ene), este se encuentra en discordancia sobre un zócalo granítico (Huff, 1949). En el Boquerón del Padre Abad, una serie de lutitas negras denominadas Formación Chaypaya dio una edad (palinología) jurásica tardía o, mas probablemente, cretácica precoz (antes del Barremiano: Müller, 1982). De acuerdo a estos datos, es posible correlacionar la Formación Chaypaya con la Formación Tambococha de la Cuenca Oriente del Ecuador (fig. 2.3).

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A nivel de la Cuenca Ucayali, la sección tipo de la Formación Sarayaquillo se encuentra en los Cerros de Cushabatay (Kummel, 1948), donde esta caracterizada por areniscas rojas con laminaciones entrecruzadas, conglomerados y argilitas rojas, que hacen un espesor de 2000 m. Los pozos que han registrado a la Formación Sarayaquillo en esta cuenca son: Rayo (57 m), Santa Clara (16 m), Zorrillos (>25 m), Aguaytía (>29 m), Tahuaya (>61 m). Y se encuentra ausente en los pozos Agua Caliente, Cashiboya, Maquia y Pisqui (fig. 2.4). En los Andes Centrales del Perú, Mégard (1979) atribuye una edad jurásica media (Dogger) a la base de la Formación Sarayaquillo.

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Cretácico . Estas series sedimentarias afloran en la zona subandina de la Cuenca Pachitea, en el subandino del sur de la Cuenca Ucayali, y en el subsuelo han sido atravesadas por la mayoría de los pozos exploratorios.

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Aptiano – Albiano. Este intervalo de tiempo corresponde a la Formación Cushabatay (Kummel, 1946). En la Cuenca Pachitea, la Formación Cushabatay aflora en la Cordillera de San Matías (fig. 2.4), donde descansa sobre una secuencia conglomerática (Mitu). Mas hacia el Oeste, en la zona subandina interna de Bella Esperanza, esta formación yace sobre rocas (principalmente cuarcitas) que las asimilamos a la Formación Ene (Gil, 1997). En la zona de Puente Paucartambo (limite Subandino - Cordillera Oriental), la Formación Cushabatay descansa sobre la Formación Sarayaquillo, y a la base (primera secuencia) presenta areniscas claras bien clasificadas y lutitas grises, grises , pasando a areniscas argilíticas y lutitas negras carbonozas (fig. 2.10). La segunda secuencia es caracterizada por el arribo de areniscas argilíticas y conglomerados depositados en un ambiente fluvial, en bancos espesos, masivos y con base erosiva. La tercera y ultima secuencia es mas argilítica , y esta formada por intercalaciones de areniscas y argilitas rojas, que presentan laminaciones oblicuas curvas de poca pendiente, aveces bimodales y características de un ambiente marino litoral. En el alto del Shira, en Nevati (fig. 2.4), la Formación Cushabatay reposa sobre el Grupo Copacabana y aveces sobre el basamento precambriano (norte del Shira), con un espesor promedio de 350 m (Velarde et al ., ., 1979). En la Cuenca Ucayali, la distribución de la Formación Cushabatay parece estar controlada por el Alto del Shira. En efecto, en el Pongo de Mainique (Martin & Paredes, 1977) y sobre los campos petroleros de Camisea (Geuns et al ., ., 1997), las series sedimentarias tradicionalmente consideradas del Cretácico Inferior (Neocomiano), fueron datadas del Pérmico Superior. En consecuencia, la Formación Cushabatay estaría presente únicamente al Oeste y Norte del Shira.

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Albiano Superior . Este intervalo de tiempo corresponde a los depósitos de la Formación Raya – Esperanza (Kummel, 1948). Según Müller (1982), la Formación Raya (Esperanza) esta constituida de sedimentos de edad albiana. Mas al Sur, esta formación aflora en la zona de Puente Paucartambo, donde ella comienza por areniscas amarillas, seguida de margas grises y termina con secuencias margo-calcáreas (fig. 2.11). Una segunda secuencia formada de areniscas finas blancas (intertidales) es sobreyacida por calizas de plataforma poco profunda y correspondería a la Formación Raya de Kummel (1946). En la Cuenca Ucayali, esta formación es difícil de diferenciar en las líneas sísmicas, pero fue registrada por la mayor parte de pozos situados sobre las partes central y norte de la cuenca. Esta formación tiende a disminuir de espesor en las zonas comprendidas entre los pozos Agua Caliente, Maquia, Cashiboya, y Pisqui (Velarde et al ., ., 1978).

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Cenomaniano. En la sección del Boquerón del Padre Abad (región norte de la Cuenca Pachitea: fig. 2.4), la Formación Agua Caliente engloba todo el Cenomaniano (Müller, 1982). En la zona sur de la Cuenca Pachitea (Puente Paucartambo), esta formación caracterizada de capas rojas finas versicolores, comprende intercalaciones calcáreas hacia la base e intercalaciones de areniscas blancas hacia el tope (fig. 2.10). La parte inferior de la sección esta compuesta de 150 a 200 m de capas rojas finas, presentando una facies de

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planicie costera. La parte intermedia esta constituida de lutitas, limos, y margas versicolores (rojo ladrillo, negro, verde), con intercalaciones de yeso claro laminado. Los ambientes sedimentarios van de marino poco profundo a continental costero. La parte superior comienza por areniscas transgresivas bien seleccionadas, sobreyacidas por un delgado nivel de lutitas negras marinas, seguida de limos y margas rojas. Este conjunto es seguido por una secuencia de margas y calizas grises bioturbadas, conteniendo numerosos fósiles de ostras, y otros bivalvos, seguidas de limos y margas rojas continentales y localmente yeso laminado. Entre los fósiles encontrados, las ostras probablemente Ilymatogyra africana (A. africana (A. Dhondt) indicarían una edad cenomaniana. En la Cuenca Ucayali, en el subsuelo, las series sedimentarias de la Formación Agua Caliente corresponden a areniscas de ambiente litoral a fluvial (pozo Runuya). Al igual que la Formación Raya, la Formación Agua Caliente se adelgaza hacia los pozos Pisqui, Maquia, Agua Caliente y Runuya (fig. 2.4). En la zona de Pongo de Mainique y en los pozos Oxapampa 7-1 y Cashiboya, el tope de la Formación Agua Caliente fue datado del Turoniano - Coniaciano (Müller, 1982).

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Turoniano – Coniaciano – Santoniano. En la Cuenca Pachitea, las series sedimentarias del Turoniano corresponden a la Formación Chonta. En la zona de Puente Paucartambo, la Formación Chonta esta constituida principalmente de calizas que alcanzan 125 m de espesor. Esta unidad corresponde probablemente al evento anóxico del limite Cenomaniano-Turoniano (Jaillard, 1996). Al tope, la secuencia presenta depósitos de plataforma carbonatada poco profunda y de poca energía, organizadas en secuencias progradantes para terminar en areniscas calcáreas blancas, finas de ambiente inter- a supratidal. Este conjunto es sobreyacido por tres unidades. La parte inferior comienza por 80 a 100 m de capas rojas versicolores, finas, continentales, sigue a esta sección una secuencia de argilitas negras sobreyacidas de secuencias margo-calcáreas poco bioturbadas, para terminar en laminaciones tidales y localmente lechos de yeso laminado (55 m). Según S egún Jaillard (1996), este conjunto pertenecería al Coniaciano p.p.. La parte media se inicia con 100 m de depósitos margosos, poco calcáreos, aveces gruesos, s eguida por 125 m de calizas arenosas con laminaciones tidales y abundantes figuras de desecación. Según Jaillard (1996), esta parte intermedia sería de edad coniaciana superior a santoniana. Los equinodermos estudiados por N. Néraudeau corresponden a Mecaster fourneli fourneli y son especies que caracterizan el Senoniano Inferior y principalmente el Santoniano de Africa, América del Sur y del Medio-Oriente. Finalmente, la porción superior comienza por 5 m de areniscas calcáreas, seguidas de delgados niveles de margas verdes, luego por limos rojos, aveces verdes, con figuras de desecación, laminaciones lacustres y algunos pseudomorfos de evaporítas de medio continental. En la porción norte de la Cuenca Pachitea, en el Boquerón del Padre Abad, el límite entre las formaciones Chonta y Agua Caliente fue datado del Cenomaniano Superior. En el pozo Oxapampa 7-1, este límite es considerado del Turoniano – Coniaciano (Müller, 1982). En la Cuenca Ucayali, el límite entre las formaciones Chonta y Agua Caliente corresponde al Cenomaniano Superior (pozo Runuya), Turoniano Coniaciano (pozos Tamaya y Cashiboya), y al Santoniano Inferior en el Pongo de Mainique (Müller, 1982). La Formación Chonta fue alcanzada por todos los pozos de la Cuenca Ucayali. A nivel del Shira, esta formación esta caracterizada por lutitas intercaladas con calizas y dolomitas, limitadas a la base y tope por limos rojos y verdes (Velarde et al ., ., 1978)

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Campaniano – Maastrichtiano. En la zona de Puente Paucartambo, la Formación Vivian comienza con 15 m de areniscas claras masivas (ambiente marino litoral) intercaladas de lutitas negras (fig. 2.11). La porción media de la sección esta constituida en gran parte por lutitas marinas negras y de secuencias de progradación de playa de regular energía, decrecientes hacia el tope. La parte superior parece corresponder a la base de la transgresión de la Formación Cachiyacu. Por su posición estratigráfica y los análisis bioestratigráficos del nor-oriente peruano, Müller & Aliaga (1981) le atribuyen una edad del Campaniano-Maastrichtiano.

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Maastrichtiano Superior . Las series sedimentarias del fin del Cretácico corresponden a la Formación Cachiyacu. Definida al Norte de la Cuenca Ucayali por Kummel (1948) en la zona de Contamana (región del Ucayali medio), esta formación esta constituida de lutitas oscuras, limos margosos y limos con fósiles de ambiente somero, y que hacen un espesor de 150 m. En la región del Pachitea, Singewald (1928) describió 30 m de sedimentos con las mismas características que las de Contamana, sobreyaciendo a la Formación Vivian. Según Kummel (1948), la Formación Cachiyacu está presente también en las riveras del Río Tambo, pero no fue observada en la sección del Boquerón del Padre Abad (Seminario & Guizado, 1976). En los pozos de la Cuenca Ucayali, la Formación Cachiyacu esta ausente o muy reducido. En la zona de Puente Paucartambo, la Formación Cachiyacu esta compuesta de 100 a 150 m de argilitas marinas negras con escasos bancos de caliza o de areniscas finas negras (fig. 2.12). Este conjunto forma un cortejo transgresivo, en el cual la superficie de inundación máxima (MFS) sería de edad maastrichtiana inferior (Jaillard, 1996)

2.4.4. TERCIARIO -

Paleógeno . Como en la Cuenca Huallaga, el Paleógeno esta representado por la Formación Huchpayacu, probablemente la Formación Casa Blanca y la Formación Pozo (cf. fig. 2.3).

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Paleoceno Inferior . En la zona de Contamana, Kummel (1948) describió una serie sedimentaria de lutitas limosas, limos calcáreos rojos, grises y violetas, denominada Formación Huchpayacu. A nivel del contacto basal, carofitas de edad cretácica superior fueron encontradas, mientras que al techo, restos de algas parecen indicar una edad del debut del Terciario (Pardo & Zúñiga, 1976). En el Boquerón del Padre Abad las carofitas encontradas corresponden a: Porochara gildemeisteri, Porochara gildemeisteri costata, Sphaerochara brewterensis, Rhabdochara rolli, Tectochara cilindrata minuta y Tolypella biacuta. Estas son atribuidas al Paleoceno Inferior por analogía con las carofitas descritas en las cuencas Huallaga y Pachitea (Seminario & Guizado, 1976). En la Cuenca Pachitea, en la zona de Puente Paucartambo, una serie sedimentaria análoga aflora a lo largo de la carretera de Purus. Según Jaillard (1996), esta comienza con 100 a 150 m de limos rojos o verdes (fig. 2.12), y localmente, esta serie presenta niveles ricos en grandes cuarzos eólicos. Esta secuencia aporto abundantes carofitas, las que al ser determinadas por M. Feist como Porochara sp., son probablemente del Cretácico Superior. La Formación Huchpayacu parece estar en continuidad con la Formación Cachiyacu, y descansa aveces sobre la Formación Vivian sin presentar una superficie de erosión.

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Eoceno Superior - Oligoceno. En el ámbito de la Cuenca Pachitea, la Formación Pozo aflora en la zona de Puente Paucartambo, en la Quebrada la Sal. En esta zona, la Formación Pozo Basal esta conformada por 80 a 100 m de areniscas algo masivas, divididas en 3 conjuntos. La parte inferior esta formada de 30 a 40 m de areniscas claras y masivas, areniscas gruesas a microconglomeráticas, organizadas en potentes secuencias transgresivas grano-decrecientes de ambiente fluvial a marino (probablemente estuariano). La porción intermedia esta compuesta de lutitas y areniscas finas a medias, blancas bien clasificadas, organizadas en secuencias grano- y estrato-crecientes de progradación de plataforma clástica marina poco profunda. La parte superior esta conformada de areniscas masivas claras. La granulometría y las figuras sedimentarias indican una energía creciente hacia el techo y el paso progresivo de un ambiente marino a continental. Estas areniscas son sobreyacidas por argilitas verdes y granates de ambiente continental que contrastan con los depósitos mas gruesos de la base la Formación Pozo s.s. infrayacentes. La edad atribuida tradicionalmente a esta formación corresponde al Eoceno Superior, sin embargo, ella fue también datada del Eoceno Inferior-Medio por ROBERTSON RESEARCH (1990). En la Cuenca Ucayali, las series sedimentarias equivalentes de la Formación Pozo corresponden a las series de la Formación Yahuarango. En el Río Cushabatay, esta formación (925 m) esta constituida de argilitas rojas a púrpuras, limos rojos y

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conglomerados con clastos redondeados a sub-angulosos. Su parte media presenta limos grises con concreciones ferruginosas, yeso e intercalaciones de argilitas negras y margas con concreciones calcáreas. Su porción superior (80 m) esta conformada por argilitas grises intercaladas de limos grises y argilitas rojas, que comprenden también restos de fósiles de plantas, pelecipodos de ambiente continental, y huesos y dientes de peces, y concreciones de pirita (Velarde et al ., 1978). En el subsuelo de la Cuenca Ucayali, esta secuencia sedimentaria se presenta entre las formaciones Casa Blanca y Chambira.

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Neógeno – Cuaternario . Las unidades litológicas que corresponden a los depósitos sedimentarios neógenos son caracterizadas por las formaciones Chambira, Ipururo y Ucayali (Kummel, 1948). La Formación Ucayali se encuentra cubierta por los depósitos cuaternarios.

2.5. CUENCA MADRE DE DIOS - BENI En la Cuenca Madre de Dio – Beni (figs. 2.13 y 2.14), las series estratigráficas deformadas corresponden esencialmente a rocas sedimentarias de edad paleozoica, jurásica, cretácico superior, oligocena, neógena y cuaternaria, y rocas metamórficas precambrianas a cambrianas (fig. 2.3). Estas rocas son conocidas en afloramientos y en pozos.

2.5.1. CAMBRICO – PRECAMBRICO Rocas metamórficas de probable edad precambriana a cambriana afloran al Oeste de la Cuenca Madre de Dios, a nivel de la localidad de Quincemil (fig. 2.13). Estas series metamórficas constituidas de gneis, andesitas, anfibolitas, cuarcitas y esquistos son conocidas bajo el nombre de Complejo de Iscaybamba (Laubacher et al., 1984). En la Cuenca Madre de Dios del Norte de Bolivia, el pozo Pando 1 fue el único en tocar el basamento cristalino, probablemente de edad precambriana (Isaccson et al ., 1995).

2.5.2. PALEOZOICO Las rocas sedimentarias paleozoicas corresponden a series marinas de plataforma detrítica y aveces carbonatada. Ellas afloran en el ámbito de la zona subandina y tienden a biselarse hacia el Este (escudo brasileño) a nivel de los arcos de Fitzcarrald, Manu y Madidi.

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Ordovícico. En la Cuenca Madre de Dios, el Ordovícico aflora bien en Cárcel Puncco (fig. 2.15). En esta zona esta conformado por cuarcitas blancas y grises, lutitas y esquistos negros a gris, y lutitas en finas bandas “Lutitas Bandeadas” (Laubacher, 1977). Esta serie sedimentaria comprende el Ordovícico Medio y Superior, denominados respectivamente Formación San José y Formación Sandia (Laubacher, 1977). La Formación San José esta compuesta de lutitas y limos de color gris a negro con abundantes fósiles. Esta unidad litológica de 1200 m de espesor (fig. 2.15) tiene una edad que varia del Arenigiano a Llanvirniano, según la fauna encontrada por Dávila & Ponce de León (1971). Ella esta seguida por 250 m de cuarcitas finas a gruesas, intercaladas de delgadas capas de argilitas de color gris claro y estrato-crecientes, denominada Formación Sandia y atribuida al Caradociano (Laubacher, 1977). En la Cuenca del Beni, el Ordovícico del subandino nor-boliviano comprende únicamente al Caradociano. En esta zona esta conformado a la base por sedimentos finos intercalados de areniscas y denominado Formación Enadere, mientras que su porción superior esta principalmente constituido de areniscas cuarcíticas blancas de la Formación Tarene (Canedo Reyes, 1960). En la zona subandina, el Ordovícico aflora únicamente en los corrimientos frontales de la parte septentrional (Serranía de Coquiahuaca), donde presenta un espesor de 620 m (Oller, 1986). Luego reaparece mas al Oeste, en la zona interandina (fig. 2.14).

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De manera muy general, el espesor de las series sedimentarias ordovícicas tienden a aumentar de potencia hacia el Oeste, y su base constituye un nivel de despegue regional ( sole thrust ) del sistema de corrimientos subandinos, desde el centro del Perú hasta el norte de Bolivia (Baby et al ., 1989; Gil et al ., 1999 b; Gil et al ., 2001).

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Silúrico Inferior – Ordovícico Superior. Estas series sedimentarias afloran solamente en la Cuenca Madre de Dios. Conocidas con el nombre de Formación San Gabán (Laubacher, 1977), esta unidad sedimentaria es caracterizada por diamictitas masivas, que afloran en la carretera, muy cerda de Pongo de Coñeq (fig. 2.13), y son difíciles de distinguir debido a la fuerte alteración. Aparentemente, la base de esta secuencia sedimentaria forma un importante nivel de despegue, y el espesor calculado es de aproximadamente 200 m. En Cárcel Puncco (fig. 2.13), la Formación San Gabán presenta un buen afloramiento donde es posible distinguir diamictitas, con clastos angulosos a subredondeados de granitos, gneis y cuarcitas de 5 a 8 cm de diámetro, las que se encuentran deformadas por numerosos slumps. La edad de esta formación es aún una controversia. Para Sempere (1990) y Toro et al . (1992), por correlación con la Formación Cancañiri (Altiplano) y la Formación Zapla (Argentina) le asumen una edad ashgiliana. Sin embargo, Dávila & Ponce de León (1971) y Suárez & Díaz (1996) la consideran del Silúrico Inferior a partir de estudios palinológicos.

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Siluro-Devoniano. En la zona de Cárcel Puncco, Dávila & Ponce de León (1971), Valdivia (1974) y Laubacher (1978) describieron una serie sedimentaria (500 a 700 m) formada por argilitas negras carbonosas con delgadas capas de areniscas finas, llamadas tradicionalmente Formación Ananea (fig. 2.15). En las cercanías de Pongo de Coñeq, se pueden observar afloramientos silúricos caracterizados por importantes niveles de argilitas negras a grises (carbonosas) con abundantes nódulos de pirita y alternada con niveles de argilitas verdes a amarillas. En esta mismas secuencia, se pueden observar también brechas sedimentarias asociadas al funcionamiento de fallas normales. A nivel de la Cuenca del Beni (fig. 2.14), el Siluro-Devoniano, aflora únicamente en la zona interandina, en el limite con el subandino (zona CFP). Esta secuencia sedimentaria se bisela hacia el Este y desaparece hacia la zona subandina externa y antepaís, donde se encuentra erosionada o no fue depositada. Los sedimentos silurianos, que pudimos observar al Oeste de la Serranía de Retama (Río Kaka), corresponden a lutitas marinas negras (>50 m) con trilobites y aparentemente ricas en materia orgánica. Es posible observar también algunos lentes de caliza negra. Estas secuencias pueden representar una roca madre potencial, y localmente forman importantes niveles de despegue. En el antepaís boliviano, el pozo Pando X1 atravesó una delgada secuencia de argilitas que fueron datadas del Silúrico Superior y atribuidas a la Formación Kirusillas, de un ambiente de plataforma silicoclástica poco profunda (Moretti et al ., 1994).

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Devónico. Las series sedimentarias silurianas pasan progresivamente a los depósitos devonianos sin ninguna superficie de erosión. Esta serie sedimentaria es conocida tradicionalmente bajo el nombre de Grupo Cabanillas (Newell, 1945). En la sección tipo de esta zona, en el Pongo de Coñeq (fig. 2.16), esta caracterizada por una sucesión rítmica de areniscas y argilitas de unos 600 m de espesor, depositados en un medio ambiente infratidal a litoral. La edad establecida para este grupo por Müller (1982) esta comprendida entre el Frasniano y Fameniano. Hacia su porción superior, en un intervalo de 30 a 40 m de espesor, aparecen importantes niveles de slumps y brechas sedimentarias, que corresponderían probablemente al límite Devónico-Carbonífero. Estos niveles sedimentarios serian los equivalentes laterales de la Formación Cumana (Fameniano Superior – Tournaisiano Inferior), que Díaz (1995) describió en el Altiplano norte boliviano. Al Norte del Pongo de Coñeq, en el Río Alto Manu, el Grupo Cabanillas fue datado del Emsiano (Müller, 1982). En la zona que corresponde al antepaís peruano, el Grupo Cabanillas fue mencionado en los pozos Pariamanu y Puerto Primo (fig. 2.13), donde alcanzaron el Devónico Superior (Aliaga, 1985).

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Fig. 2.15. Sección estratigráfica del Paleozoico Inferior. en Cárcel Puncco (Hermoza 2000, modificado)

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En la Cuenca del Beni (fig. 2.14), el Devónico Inferior corresponde a la Formación Tequeje (Canedo Reyes, 1960), y el Devónico Superior esta representado por la Formación Tomachi (Oller, 1986). Estas rocas sedimentarias corresponden a secuencias silicoclásticas de plataforma marina, y afloran en la base de l os corrimientos subandinos. La Formación Tequeje (Devónico Inf.) presenta, a la base, intercalaciones de lutitas negras (60%) y bancos de areniscas de 5 a 30 cm de espesor (40%). Su parte superior esta formada de una secuencia argilítica con algunas intercalaciones calcáreas. Al Este, en la parte norte del frente subandino (serranía de Caquiahuaca: fig. 2.14), la Formación Tequeje reposa directamente sobre la Formación Tarene (Ordovícico). Su base erosiva esta formada por un conglomerado, de 10 a 20 cm de espesor, con clastos alargados angulosos (Oller, 1986). Al Oeste, en el contacto con la zona interandina, el paso SiluroDevoniano parece transicional y difícil de definir. Aquí la Formación Tequeje tiene un espesor comprendido entre 700 y 900 m (Oller, 1986). La Formación Tomachi (Devónico Sup.) está constituida de lutitas y areniscas finas grises oscuras a gris verdosa, finamente estratificadas, donde se intercalan bancos arenosos (30-40%) generalmente de 20 cm a 1 cm de espesor y que esporádicamente alcanzan 10 m de potencia. En los niveles superiores, estos bancos de areniscas se caracterizan por niveles con nódulos de hematita (Oller, 1986). El espesor de esta formación varia entre 300 y 700 m.

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Carbonífero. En la Cuenca Madre de Dios del Perú las unidades sedimentarias carboníferas corresponden a los grupos Ambo y Tarma (fig. 2.16), mientras que en la Cuenca del Beni de Bolivia, ellas constituyen las formaciones Kaka y Toregua que agrupadas corresponden al Grupo Retama (fig. 2.3).

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Mississipiano. Estas series sedimentarias que corresponden al Grupo Ambo (Newell et al ., 1949) afloran en el Pongo de Coñeq y en la zona del Alto Manu (Valdivia, 1974). En esta zona, el Grupo Ambo presenta 250 m de intercalaciones de areniscas y argilitas depositadas en un ambiente infratidal dominado por olas. Su base es marcada por una superficie erosiva y conglomerados. Esta superficie de erosión aparece también en la zona subandina del centro del Perú. En el antepaís de la Cuenca Madre de Dios, los pozos Pariamanu, Los Amigos y Puerto Primo atravesaron una secuencia de areniscas tufáceas y cuarcíticas finas de color verde, e intercalaciones de argilitas y limos oscuros. De acuerdo a análisis palinológicos (Pongo de Coñeq, Alto Manu, Puerto Primo, Pariamanu) se le atribuye una edad del Mississipiano (Müller, 1982) y Tournesiano (Aliaga, 1985). En la Cuenca del Beni, la Formación Toregua (López, 1967) del Carbonífero Inferior aflora esencialmente en la parte central del Subandino (serranías de Toregua y Beu), donde esta conformada de intercalaciones de areniscas (80%) y de argilitas (20%). Estas intercalaciones argilíticas presentan un buen potencial de roca madre , y son conocidas hasta la Cuenca Madre de Dios (Baby et al., 1995ª). La base de esta serie, aun silicoclástica y de plataforma marina, y esta en continuidad con el Devónico y difícil de definir.

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Pensilvaniano. En la Cuenca Madre de Dios las series sedimentarias pensilvanianas corresponden al Grupo Tarma (Dumbar & Newell, 1946). En el Pongo de Coñeq, la sección tipo tiene una centena de metros de potencia. Como en el Pongo de Mainique, este grupo esta formado por calizas, niveles de areniscas glauconíticas a la base, y reposa en discordancia sobre los depósitos mississipianos. Esta unidad sedimentaria fue descrita también en el antepaís en los pozos Puerto Primo y Pariamanu. En el pozo Puerto Primo, Aliaga (1985) le atribuye una edad pensilvaniana, del Namuriano. En la Cuenca del Beni, la Formación Kaka (Carbonífero Sup.) se caracteriza por la presencia de diamictitas y slumps, con algunos niveles de lutitas y areniscas. Hacia el Oeste, en el limite con la zona interandina (Río Kaka), la Formación Toregua no existe y la base del Carbonífero es erosiva sobre el Devónico. Esta base erosiva presenta brechas, slumps y diamictitas que pueden ser atribuidas a la Formación Kaka.

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Fig. 2.16. Sección estratigráfica del Paleozoico en el Pongo de Coñeq (Gil et al., 1999ª),ver anexo B

Fig. 2.17. Sección estratigráfica de la Fm. Ene y del Cretácico Sup. en Inambari, ver anexo C

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A nivel de la parte externa del subandino y del antepaís, las formaciones Toregua y Kaka (Grupo Retama) se encuentran erosionadas, mientras que hacia el Oeste, su espesor varía entre 500 y mas de 900 m (Oller, 1986).

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Permo-Carbonífero . En la Cuenca Madre de Dios, estas unidades litológicas corresponden al Grupo Copacabana y a la Formación Ene (fig. 2.16), mientras que en la cuenca del Beni, se trata de las formaciones Copacabana y Bopi.

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Carbonífero Superior – Pérmico Inferior . En la Cuenca Madre de Dios, el Grupo Copacabana aflora en el Pongo de Coñeq y en el Río Alto Manu. La sección tipo, de una potencia de ~300 m, esta compuesta esencialmente por calizas que comprenden algunas intercalaciones de niveles argilíticos y evaporítas, de un ambiente de rampa carbonatada somera o de lagoon. En el Río Alto Manu, el Grupo Copacabana presenta un espesor de 700 m, y a nivel del antepaís 810 m (Puerto Primo), 680 m (Los Amigos), 1000 m (Pariamanu) y >750 m (Cariyacu). A nivel de la Cuenca del Beni, la Formación Copacabana (Carbonífero Sup. - Pérmico) muestra una concordancia sobre el grupo Retama, y esta constituida principalmente de calizas y areniscas calcáreas de plataforma marina poco profunda, con intercalaciones de lutitas, argilitas y margas multicolores. Ciertos niveles de lutitas negras presentan un aroma a hidrocarburos y pueden alcanzar espesores de 80 a 100 m (Oller, 1986). Los valores de TOC conocidos en los niveles margosos y calcáreos de esta formación alcanza un 6.3%, y el índice de hidrógeno máximo es de 440 (Baby et al ., 1995ª). Los afloramientos de la Formación Copacabana están restringidos a la porción SW, y desaparecen en la zona subandina externa y al Norte del sinclinal de Madidi, debido a una importante superficie de erosión. El espesor máximo levantado para esta formación es de 267 m (Río Kaka: Oller, 1986) y tiende a biselarse en la zona subandina externa.

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Pérmico Superior (?). Las series sedimentarias permianas que sobreyacen al Grupo o Formación Copacabana corresponden a las formaciones Ene (subandino del Centro y Sur del Perú) y Bopi (parte meridional del subandino norte de Bolivia). En la parte norte de la Cuenca Madre de Dios, la presencia de la Formación Ene en la zona del Pongo de Coñeq es problemática, pareciera que en esta zona no existiera, mientras que Valdivia (1974) la identificó lateralmente mas al Este, donde se presenta en forma de areniscas, argilitas y algunos niveles de dolomitas. En consecuencia es probable que el importante nivel de areniscas que yacen sobre calizas Copacabana en el Pongo de Coñeq sea el equivalente de la Formación Ene de Valdivia (1974). Estas areniscas (Ene ?) son cubiertas por una serie sedimentaria datada del Cretácico Superior, mostrando el mismo dispositivo estratigráfico que en el Pongo de Mainique (fig. 2.3). En la zona del Río Inambari (fig. 2.13), las series sedimentarias que pueden corresponder a la Formación Ene, están implicadas dentro de una serie de escamas tectónicas. Estas unidades litológicas forman secuencias estrato-crecientes de cuarcitas con laminaciones oblicuas que reflejan un ambiente de playa o delta (fig. 2.17). La base de estas secuencias presentan niveles de lutitas grises y verdes de las que se tomaron muestras para análisis palinológicos, sin embargo la ausencia de microfósiles y palinomorfos bien conservados dificulta toda datación. Por correlación con la sección tipo de Pongo de Paquitzapango (Leight & Rejas, 1966) y con la zona de Pachitea (Gil, 1997), atribuimos a estas cuarcitas a la Formación Ene. A la base de estas secuencias de cuarcitas, se puede observar un nivel de una centena de metros de lutitas y argilitas grises y negras, muy deformadas, que constituyen aparentemente un importante nivel de despegue. Estas secuencias finas probablemente corresponden a las argilitas de la base de la Formación Ene descritas en el Pongo de Paquitzapango (Leight & Rejas, 1966) y en la región de Pachitea (Gil, 1997). En la Cuenca del Beni las series sedimentarias permianas corresponden probablemente a la Formación Bopi. Esta formación que reposa en concordancia sobre la Formación Copacabana, esta constituida a la base por areniscas compactas bien seleccionadas, con estratificaciones entrecruzadas y cemento siliceo. Su parte superior presenta un aumento en

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el porcentaje de lutitas y margas grises (Oller, 1986), y aveces acompañado de un fuerte aroma a hidrocarburos. Los afloramientos de la Formación Bopi están restringidos a la extremidad sur-oriental de la zona subandina interna, donde el espesor máximo es de 280 m a nivel del Río Bopi (Oller, 1986), y no pudo haber sido datada con certitud.

Nota: El emplazamiento del Arco de Madidi (fig. 2.3 y anexo 1) es probablemente responsable de una importante superficie de erosión, ya que al Oeste de su charnela, en la zona del Río Inambari y del Río Heath, una gran parte del Paleozoico Superior esta ausente.

2.5.3. MESOZOICO Las unidades sedimentarias mesozoicas pertenecen solamente al Jurásico Superior y al Cretácico Superior (fig. 2.3). Las rocas sedimentarias consideradas como jurásicas afloran sobre todo en el sistema subandino de la Cuenca del Beni (Bolivia), mientras que en la Cuenca Madre de Dios, estas aparecen de manera muy esporádica.

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Jurásico Superior (?). En la Cuenca Madre de Dios, en el Pongo de Palotoa (al norte del Pongo de Coñeq), Valdivia (1974) describió una serie sedimentaria compuesta de areniscas cuarzosas blancas y rosadas, que hacia su tope presentan facies eólicas a fluvio-eólicas. En la zona subandina del norte de Bolivia, la edad de la formación Beu a llevado a numerosas polémicas. Atribuida inicialmente al Cretácico, esta unidad estratigráfica, fue posteriormente interpretada como perteneciente al Triásico-Jurásico (Oller & Sempere, 1990). Nuestras campañas de campo, nos ha permitido levantar nuevas secciones de la Formación Beu y de definir mejor su base y tope, así como su ambiente sedimentario. Correlaciones con ciertas formaciones del Norte del Perú y del Ecuador son propuestas. Según Oller (1986), la Formación Beu comprende dos miembros. El miembro inferior comienza por un conglomerado basal poligénico, seguido de areniscas argilíticas poco estratificadas y con laminaciones entrecruzadas. El miembro superior netamente mas arenoso (facies eólica) bien estratificado e importantes laminaciones entrecruzadas. Estos dos miembros afloran en la carretera de la Serranía del Pelado (localidad de El Chorro) donde los conglomerados (brecha poligénica) reposa en discordancia erosiva sobre la Formación Copacabana. Las observaciones de campo realizadas nos permite presentar dos nuevas secciones que ayudaran a completar la descripción de la Formación Beu.

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Sección de Yucumo : esta primera sección (fig. 2.18) se encuentra situada sobre la carretera que lleva al Norte de Yucumo, a algunos kilómetros del pueblo (fig. 2.14). La sección muestra importantes niveles de bloques caóticos de areniscas y cuarcitas que pueden alcanzar 1 m de diámetro, intercaladas de areniscas tufáceas y cenizas volcánicas. Esta facies corresponden a depósitos de escarpas de fallas que testifican una fuerte actividad tectónica y volcánica. La parte superior de la sección presenta areniscas con facies eólica, pero siempre tufáceas. Esta secuencia reposa sobre areniscas, cuyo origen es difícil de identificar, con una importante superficie de desecación (hard ground ).

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Sección Angosto del Quiquibey. Esta sección que fue levantada en el Río Quiquibey (fig. 2.14) y corresponde a la parte superior de la Formación Beu (fig. 2.19). Tradicionalmente, esta serie sedimentaria, que reposa en discordancia erosiva sobre las areniscas eólicas de la parte inferior de la Formación Beu, constituida de importantes conglomerados, fue atribuida a la Formación Bala. La sección debuta por una importante superficie de erosión, donde reposa un importante banco de conglomerados poligénico de 5 m de potencia con cemento siliceo, con bloques subredondeados de areniscas, cuarcitas y calcedonia, con diámetros que varían de 15 a 70 cm. Estos bloques se presentan una pátina eólica. Estas secuencias gruesas son seguidas por una alternancia de areniscas tufáceas, cenizas volcánicas, piedras pómez y paleosuelos. La sección termina por bancos métricos de areniscas eólicas, aveces tufáceas.

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Fig. 2.18. Sección estratigráfica de la base de la Fm Beu en Yucumo, ver anexo D

Fig. 2.19. Sección estratigráfica del tope de la Fm Beu en el Angosto de Quiquibey, ver anexo E

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Se puede encontrar, también, intercalado entre bancos eólicos, un nivel de carbón (troncos calcinados). Ciertos niveles de areniscas presentan pequeñas fallas (decimétricas) normales sinsedimentarias. Las facies presentadas en esta sección muestran un ambiente de depósito eólico sometido a erupciones volcánicas, y no pueden en ningún caso ser atribuidas a la Formación Bala.

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Correlaciones y edad . La Formación Beu no fue datada. Las secciones descritas muestran un ambiente de depósito desértico, dentro de un contexto de volcanismo activo y explosivo. Las fallas normales sinsedimentarias y las facies de escarpa de falla observadas (sección de Yucumo) ponen en evidencia un contexto tectónico extensivo. Estos datos, y el hecho que la Formación Beu yace siempre sobre una superficie de erosión regional nos lleva a concluir que esta formación esta asociada a un cambio geodinámico muy importante. Una superficie erosiva comparable, acompañado de un cambio de ambiente de depósito (marino a continental) y la aparición de un vulcanismo andesítico, esta documentado en el Norte del Perú y en el Ecuador, con la sedimentación de las formaciones Sarayaquillo y Chapiza, respectivamente, que marcaría el inicio de la subducción andina (Christophoul et al ., in review). Estas formaciones fueron datadas del Jurásico medio a superior y pueden ser correlacionadas con la Formación Beu (fig. 2.3). El espesor de la Formación Beu puede sobrepasar los 500 m.

A nivel del antepaís, los datos de pozo no permiten definir bien las series sedimentarias cretácicas y jurásicas, sin embargo las líneas sísmicas muestran una importante superficie de erosión que puede estar asociada a la base del Jurásico. Estas probables series jurásicas que alcanzan hasta 250 m de potencia, están conformadas de areniscas blancas bien clasificadas. Recientemente, en el sistema subandino de la Cuenca Madre de Dios, el pozo Candamo perforado por MOBIL en 1998, atravesó una secuencia arenosa datada (palinología) del Jurásico (Carpenter & Berumen, 1999).

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Cretácico Superior - Paleoceno . En la Cuenca Madre de Dios, el Cretácico corresponde a las formaciones Chonta, Vivian, Cachiyacu, Huchpayacu y probablemente Casa Blanca, mientras que a nivel de la Cuenca del Beni, están comprendidas las formaciones Eslabón y Flora (fig. 2.3). En el antepaís de la Cuenca Madre de Dios, las series sedimentarias cretácicas están débilmente discordantes sobre posibles secuencias jurásicas (líneas sísmicas). En la zona de Pongo de Coñeq, el Cretácico aflora de manera continua, y puede ser observado, en parte, en el núcleo de anticlinales de rampa. Esta secuencia se inicia por areniscas fluviales, que pasan progresivamente a un ambiente de estuario a fluvio-estuariano. Cerca del Pongo de Coñeq, estas areniscas son sobreyacidas por niveles de calizas y margas fosilíferas, que por análisis palinológicos (Müller, 1982; Gutiérrez, 1982) dieron una edad santoniana, lo que nos permite correlacionarlas con la Formación Chonta. Las areniscas de la parte basal se esta serie parecen corresponder a las de la Formación Ene (Pérmico Superior). A nivel del Río Inambari (fig. 2.13), el Cretácico aflora parcialmente en las partes superiores de un importante sistema de escamas tectónicas. La figura 2.17 es una compilación obtenida a partir del análisis de diversas escamas. Esta secuencia estratigráfica comienza por argilitas rojas y verdes sobreyacidas de niveles arenosos (facies de estuario). Siguen a esta sección niveles argilíticos grises, verdes o rojos según la zona, y calizas con laminaciones algáreas de espesores decimétricos. La parte superior de la sección esta constituida de alternancias de areniscas y argilitas verdes, localmente con brechas calcáreas de disolución. Globalmente, los sedimentos cretácicos parecen haberse depositado en un ambiente estuariano. La edad obtenida para estos sedimentos, por palinología, es Senoniana. – Formación Chonta – (Gil et al ., 1999ª). El espesor total puede variar entre 400 m (a nivel de las escamas) y 800 m (sinclinal de Nusiniscato). Otras dataciones realizadas anteriormente en los mismos lugares dan edades muy próximas: Senoniano (Dávila & Ponce de León, 1974); Santoniano (Gutiérrez, 1982); Campaniano Inferior (Müller, 1982; A. Tarazona, in Jaillard, 1995);

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Coniaciano-Santoniano (Müller, 1982). A nivel del antepaís, la Formación Chonta se hace mas detrítica. La Formación Chonta es sobreyacida por una serie sedimentaria constituida por areniscas cuarzosas blancas con laminaciones entrecruzadas de ambiente fluvial. Estos depósitos, que corresponderían a la Formación Vivian, fueron datados del Maastrichtiano Inferior (Müller, 1982). Esta formación es cubierta por argilitas abigarradas y limos grises (Formación Cachiyacu), que hacia el techo se hace mas detrítico y continental (Formación Huchpayacu). Este conjunto fue datado por carofitas del Maastrichtiano (Gutiérrez, 1982). La Formación Casa Blanca, que yace sobre la Formación Huchpayacu, esta constituida de intercalaciones de argilitas y areniscas con laminaciones entrecruzadas, que hacia el tope se hacen totalmente arenosas. El ambiente sedimentario asimilado para esta formación es fluvial y la edad esta probablemente situada entre el Maastrichtiano y Paleoceno. En el ámbito de la Cuenca del Beni (fig. 2.14), dentro del Cretácico Superior – Paleoceno están comprendidas las formaciones Eslabón y Flora, y que afloran únicamente al Norte de la zona subandina. Según Oller (1986), la Formación Eslabón (parte basal) esta constituida por areniscas blancas con manchas violetas y marrones. La parte intermedia presenta argilitas grises oscuras o negras bituminosas, e intercaladas por algunos niveles de areniscas calcáreas. La parte superior de la sección se caracteriza por ser muy arenosa, de color violeta oscuro con manchas blancas y marrones. La Formación Flora presenta la misma repartición geográfica que la Formación Eslabón y reposa en concordancia sobre esta última. Ella esta constituida de argilitas y margas grises oscuras, intercaladas de niveles calcáreos. El ambiente de sedimentación de estas dos formaciones varia de marino poco profundo a continental y presentan un espesor total de ~280 m. Los niveles de argilitas y margas constituyen niveles de roca madre poco estudiados.

2.5.4. TERCIARIO Las series sedimentarias terciarias corresponden esencialmente a depósitos continentales de cuenca de antepaís. En la Cuenca Madre de Dios, estos depósitos son paleógenos a neógenos, mientras que en la Cuenca del Beni, ellos son esencialmente neógenos.

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Paleógeno. Estas secuencias sedimentarias corresponden al Grupo Huayabamba y al equivalente de la Formación Pozo de las cuencas mas septentrionales. Ellas están formadas de intercalaciones de argilitas rojas con muy escasos niveles de areniscas de ambiente netamente continental. Esta litología es comparable a los depósitos situados a la base de la Formación Quendeque de la Cuenca del Beni (fig. 2.3).

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Neógeno - Cuaternario . En la Cuenca Madre de Dios, los depósitos neógenos corresponden a tres grandes secuencias grano- y estrato-crecientes de origen continental. Estas secuencias son divididas de la siguiente manera (Hermoza, 2000): Formación Chambira (Oligoceno Sup.– Mioceno Med.); Grupo Ipururo conformado por las formaciones Quendeque (Mioceno Med.Sup.) y Charqui (Mioceno tardío – Plioceno Med.) y Formación Pagorene (Plioceno Med.– Pleistoceno). En la Cuenca del Beni, el Neógeno del subandino norte boliviano fue tradicionalmente dividido en 4 formaciones: Formación Bala, Formación Quendeque, Formación Charqui y Formación Tutumo (Oller, 1986).

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2.6. CONCLUSIONES De Norte a Sur, la zona subandina se caracteriza por una evolución estratigráfica algo compleja. En efecto, la figura del anexo 1 muestra que en las cuencas subandinas del Norte (Oriente, Marañón, Santiago, Huallaga y Pachitea), las series sedimentarias de la plataforma paleozoica están preservadas al interior de antiguos grabens permo-triásicos y jurásicos, lo cual implica una distribución discontinua en espesor y área de estas rocas. A partir de la Cuenca Ucayali y hacia el Sur, las series sedimentarias paleozoicas presentan importantes espesores aun cuando estas se biselan en dirección los arcos subandinos. Efectivamente, a nivel de la Cuenca Madre de Dios – Beni, las series sedimentarias paleozoicas se biselan en dirección de los arcos de Madidi, Manu y muy probablemente Fitzcarrald. Las series sedimentarias ordovícicas tienen una distribución regional, como lo atestiguan los depósitos del Ordovícico Superior, sin embargo, a nivel de la Cuenca del Beni el Ordovícico Medio esta ausente debido probablemente a una no depositación ya que el paso entre el Ordovícico Medio y Superior es sin ninguna discontinuidad importante a nivel de la Cuenca Madre de Dios. De otra parte, el Silúrico esta circunscrito a las cuencas Madre de Dios y Ucayali (extremidad meridional), y probablemente se encuentren en la porción sur de la Cuenca Ene, sin embargo es posible que estas se hallan extendido mas hacia el Norte y fueron erosionadas, o se presenten con espesores muy reducidos. La extensión máxima de los depósitos paleozoicos, parece corresponder a las series sedimentarias devónicas y permo-carboníferas. En efecto, estas unidades sedimentarias son reportadas hasta la Cuenca Oriente del Ecuador, sin embargo, estas se encuentran fuertemente deformadas y erosionadas. Entre el Pemo-Triásico, un evento tectónico extensivo, el mas importante en la historia, originó un importante rift que continúo hasta el Jurásico, y fue acompañado por el emplazamiento depósitos marinos a someros, y magmáticos y continentales. Este evento extensivo afectó las cuencas Oriente, Marañón, Huallaga, y en menor proporción e intensidad, a las cuencas Ucayali Y Pachitea. Sin embargo, a pesar de la magnitud de este importante rift, las cuencas subandinas mas meridionales no fueron afectadas por este evento extensivo, salvo al Sur del Arco de Madidi, donde series sedimentarias eólicas y volcano-detríticas, probablemente jurásicas, son conocidas. Durante el Cretácico Inferior, las cuencas Ucayali y Madre de Dios – Beni, representaban, probablemente a una zona emergida sometida a erosión, como lo demuestra la ausencia de depósitos de esta edad. Es solo a partir del Cretácico Superior que las cuencas Ucayali y Madre de Dios recibieron aportes sedimentarios, y en menor medida la Cuenca del Beni. Al Eoceno Medio – Oligoceno y al Mioceno Medio – Superior, dos transgresiones importantes fueron determinadas a nivel de la cuencas Marañón y Oriente. En efecto, estas incursiones marinas provenientes del Norte no llegaron a extenderse hacia la Cuenca Madre de Dios – Beni. La evolución sedimentaria de las series terciarias será abordada en el Capitulo 5.

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CAPITULO 3: GEOMETRIA Y CRONOLOGIA DE LA DEFORMACION 3.1 GENERALIDADES Las cuencas subandinas forman parte del antepaís que se extiende sobre el borde oriental de los Andes que entre 0º y 16º, y corresponden a las cuencas Oriente, Marañón, Santiago, Pachitea, Ucayali y Madre de Dios – Beni (fig. 3.1). Estas cuencas se desarrollaron sobre la litosfera continental de la placa Sudamericana, cabalgada por el prisma orogénico andino antitético a la subducción. De Norte a Sur, la evolución estructural de la zona subandina es compleja. Al Norte, las cuencas Oriente, Marañón, Santiago y Huallaga se encuentran deformadas por una tectónica de basamento. Esta deformación se caracteriza por la presencia de estructuras en flor positivas (Harding, 1985), que resultan de la inversión tectónica de grabens pre-cretácicos. En ciertos lugares, esta tectónica de basamento es interferida por una tectónica salífera (Huallaga y Santiago). Al Sur, las cuencas Pachitea, Ucayali y Madre de Dios – Beni, son deformadas por una tectónica de cobertura e importantes sistemas de corrimientos. Esta variación norte-sur de la geometría de la deformación se hace de manera progresiva. Igualmente, se puede observar un cierto diacronismo en estas deformaciones. Con el fin de comprender mejor esta evolución y los factores que la controlan, ha sido necesario un análisis detallado de la geometría y de la cronología de la estructuración a partir de datos existentes de superficie y subsuelo (informes petroleros, sísmica y pozos), revisión de campo y construcción de secciones balanceadas.

3.2. CUENCA ORIENTE - MARAÑÓN - SANTIAGO Las cuencas Oriente (Ecuador), Marañón y Santiago (Perú) están situadas entre 0º y 5º30”S y su limite occidental corresponde a la Cordillera Real en Ecuador y a la Cordillera Oriental en el Perú. La Cuenca Oriente se extiende hacia el Norte hasta Colombia, mientras que la Cuenca Marañón es limitada al Sur por el Arco de Contaya. El sistema subandino de la Cuenca Oriente corresponde a la prolongación norte de la Cuenca S antiago, que es limitada al Oeste por la Cordillera Oriental y al Este por la Serranía de Campanquiz. La Serranía de Campanquiz materializa el frente subandino y separa la Cuenca Marañón de la Cuenca Santiago, y su equivalente septentrional corresponde a la Serranía o Cordillera de Shaime En las cuencas Oriente y Marañón, pueden diferenciarse 3 dominios estructurales: el Sistema Subandino o Zona Subandina, Corredor Central y el Sistema Invertido Oriental (Baby et al ., 1997; Rivadeneira & Baby, 1999; Baby et al ., 1999; Gil et al ., 2000).

3.2.1. DATA Y ESTILO DE LA DEFORMACION Para las cuencas Marañón y Santiago, la interpretación estructural y la data fueron obtenidas gracias a la convención suscrita entre el ORSTOM y PETROPERU durante los años 1993/1994. La data utilizada fue de sísmica de reflexión local y regional, perfiles de pozos (en su mayoría exploratorios) e informes internos de propiedad de PETROPERU, así como publicaciones de dominio publico. Para la Cuenca Oriente, los datos corresponden a los resultados obtenidos en el convenio suscrito entre el IRD (ex Orstom) y PETROPRODUCCION, desde 1995. -

Cuenca Oriente. o

Estratigrafía. En la Cordillera de Cutucú de la zona subandina del Sur de la Cuenca Oriente (figs. 2.1 y 3.1), las unidades litológicas que afloran implicadas en la estructuración corresponden a las formaciones Santiago y Chapiza, sincrónicas de la extensión del Triásico Superior y del Jurásico, e identificadas en el subsuelo en pozos y en sísmica, en los grabens del antepaís (Cap. 2).

CAPITULO 3: Geometría y cronología de la deformación

Fig. 3.1. Mapa tectónico y ubicación de secciones estructurales

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El sistema cretácico esta constituido por secuencias sedimentarias de plataforma marina preforland , controladas esencialmente por eustatismo y en parte por la tectónica andina del Cretácico Superior (Barragán, 1999; Christophoul, 1999). Las series terciarias corresponden fundamentalmente a depósitos continentales de antepaís (Cap. 5). o

Líneas Sísmicas. Los perfiles sísmicos de la Cuenca Oriente no se extendieron hasta la zona subandina, sin embargo, estos son de muy buena calidad en el resto de la cuenca. A nivel del Corredor Central orientado NNE-SSW SSW (Baby et al ., ., 1997; Rivadeneira & Baby, 1999) la sísmica muestra estructuras en flor positiva que resultan de la inversión de grabens triásicos y jurásicos (fig. 3.2). Estas fallas conservan aparentemente una fuerte pendiente en profundidad

Fig. 3.2. Línea sísmica en la estructura Sacha Shushufindi – Cuenca Oriente – (según Díaz 2000) Ubicación en la figura 2.1

Fig. 3.3. Línea sísmica en la estructura San Roque – Cuenca Oriente – (según Díaz 2000) Ubicación en la fig. 2.1

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Al Este de la Cuenca Oriente, en el Sistema Invertido Oriental (Baby et al ., ., 1997; Rivadeneira & Baby, 1999), ciertas secciones sísmicas muestran fallas lístricas que se conectan sobre un plano sub-horizontal (Balkwill et al ., ., 1995; Díaz, 2000). Este sistema de fallas (fig. 3.3), que controlaron la sedimentación de los depósitos jurásicos de esta parte de la cuenca, fueron invertidas gracias a la orogenia andina y forman un dominio estructural independiente del Corredor Central (fig. 3.1). -

Cuenca Marañón – Santiago . o

o

Estratigrafía. Las unidades estratigráficas implicadas en la deformación son comparables a las de la Cuenca Oriente. El Triásico-Jurásico (Grupo Pucará) esta caracterizado en la Cuenca Santiago por un importante nivel de evaporítas. La edad de estas evaporítas fue hace mucho tiempo objeto de discusión, si embargo esta edad fue confirmada por dataciones isotópicas (Cap. 2). El Jurásico Medio-Superior (Formación Sarayaquillo) esta separado del Grupo Pucará por una discordancia erosiva. Esta representado por una secuencia de sedimentos continentales (Cap. 2), y se bisela hacia el Este. En la parte central de la Cuenca Marañón, estas unidades sedimentarias son afectadas por fallas normales lístricas sinsedimentarias. La discordancia basal de esta formación corresponde a un reflector sísmico de muy buena resolución. La base del Cretácico corresponde a la Formación Cushabatay, separada del Jurásico por una discordancia de carácter regional. Un diacronismo importante es observado a la base de estas series cretácicas (Jaillard, 1995). Secciones sísmicas. Desde el punto de vista estructural, los perfiles sísmicos ponen en evidencia fallas lístricas (fig. 3.4) que controlaron la deformación de la margen Este de la Cuenca Marañón (Sistema Invertido Oriental). En su extremo meridional la sísmica muestra estructuras en flor positiva.

Fig. 3.4. Línea sísmica en la estructura Belén – Cuenca Marañón – Ubicación en la fig. 2.1

3.2.2. SECCIONES ESTRUCTURALES Y GEOMETRIA DE LA CUENCA En las cuencas Oriente – Marañón y Santiago, dos secciones estructurales fueron construidas: la más septentrional (fig. 3.1 sección A) atraviesa el Domo ó Cordillera de Cutucú (Rivadeneira & Baby, 1999), la segunda sección, que atraviesa la Cuenca Santiago y una parte de la Cuenca Marañón (fig. 3.1 sección B), es el resultado del informe final del convenio suscrito entre el

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ORSTOM y PETROPERU, el cual fue modificado en vista de nuevos datos e interpretaciones relativas a la Cuenca Oriente (Convenio IRD-PETROPRODUCCION). -

Sección Estructural Cutucú (A) . El Domo de Cutucú (fig. 3.5) corresponde a una estructura en flor positiva. Esta cabalga hacia el Este la Cuenca Oriente, y se propaga sobre un nivel de despegue, constituido probablemente por las evaporítas triásicas o jurásicas que afloran hacia el Sur en la Cuenca Santiago. Este sistema de cabalgamientos se amortigua a nivel de la Serranía de Shaime (frente subandino) bajo la forma de un prisma intercutáneo (Charlesworth & Gagnon, 1985). Que originan importantes retro-corrimientos. El domo de Cutucú se prolonga hacia el Sur donde constituye la margen Oeste de la Cuenca Santiago.

Fig. 3.5. Sección estructural a través del Domo de Cutucú (Rivadeneira & Baby, 1999)

-

Sección Estructural Marañón (B’) . A nivel de la Cuenca Marañón (fig. 3.6) la estructuración de su porción oriental corresponde a un sistema invertido en los que se desarrollan pliegues suaves asociados a inversiones tectónicas. El sistema occidental corresponde a inversiones mas localizadas de bloques basculados a lo largo de fallas con pendiente al Oeste. El origen extensivo de este sistema de fallas se remonta al Triásico y Jurásico, el cual fue peneplanizado antes de ser recubierto por los depósitos cretácicos. La geometría de estas inversiones tectónicas es algo compleja, que sumado a la regular calidad de la información sísmica de subsuelo, no nos permite hacer una buena definición sobre el estilo tectónico propiamente dicho.

Fig. 3.6. Sección estructural a través de la porción norte de la Cuenca Marañón

Cualquiera que sea la posición de la Cuenca Marañón en la prolongación de la Cuenca Oriente, nos hace pensar que podemos encontrar también el Sistema Invertido Oriental y el corredor Central puesto en evidencia mas al Norte. Desde el punto de vista de la geometría de los cuerpos sedimentarios que constituyen esta cuenca, el análisis de la información sísmica muestran un acuñamiento generalizado de las

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series sedimentarias cretácicas y terciarias hacia el Este. Del Oeste hacia el Este, el Grupo Pucará (Triásico Sup. Jurásico Inf.) se bisela rápidamente ( toplap) por debajo de la discordancia de la base de la Formación Sarayaquillo que a su ves es erosionada por la base de la Formación Cushabatay (Cretácico).

Sección Estructural Santiago (B) . En la Cuenca Santiago (fig. 3.7), la deformación es controlada por la presencia y ausencia de las evaporítas de la base del Grupo Pucará. En efecto, estas evaporítas que constituyen en nivel de despegue de la Cuenca Santiago, se biselan bruscamente hacia el Este y provocan así un bloqueo de la propagación de la deformación (Baby, 1995) y el consecuente desarrollo de retro-corrimientos pasivos (Pardo, 1982). En otros términos, este retro-corrimiento está ligado a la propagación de un prisma intercutáneo sobre la interface cobertura-basamento. Este tipo de frente de deformación esta bien documentado y descrito al frente de numerosas orogenias (Montañas Rocosas canadienses: Charlesworth & Gagnon 1985; Pirineos: Muñoz, 1992; Vergés et al ., 1998; Baby, 1988; Specht, 1989; Magrébides Tunisia: Brusset, in press). Mas al Oeste, la Cuenca Santiago es estructurada por una tectónica de cobertura y una tectónica de basamento asociadas también a fenómenos diapíricos. En esta parte de la cuenca, se estructuran sinclinales relativamente amplios y anticlinales cerrados. Las estructuras anticlinales se desarrollan al techo de corrimientos, se trata entonces de anticlinales por propagación de falla o de amortiguamiento ( fault-propagation folds: Jamison, 1987; Suppe & Medvedeff, 1991). La sísmica muestra antiguas fallas normales sub-verticales que pudieron haber sido reactivadas y aun transportadas pasivamente por los corrimientos.

Fig. 3.7. Sección estructural a través de la Cuenca Santiago

El acortamiento horizontal de la Cuenca Santiago, a nivel de esta sección estructural, calculado a partir de su balanceo, es de 12%, es decir 15.5 Km (anexo 2). En síntesis, estas tres secciones presentadas a la escala de la Cuenca Oriente – Marañón – Santiago, muestran con claridad que de Norte a Sur se puede seguir el Corredor Central y el Sistema Invertido Oriental (Gil et al ., 2000), que hasta el presente estaban documentados solamente en la Cuenca Oriente (Baby et al ., 1999a; Rivadeneira & Baby 1999). o

Corredor Central . En la Cuenca Oriente, el Corredor Sacha – Shushufindi o Central (Baby et al ., 1997; Baby et al ., 1999a; Rivadeneira & Baby, 1999) es limitado y deformado por mega-fallas transpresivas dextrales con una orientación NNE-SSW (figs. 2.1 y 3.1), que resultan de la inversión tectónica de los bordes o márgenes del rift triásico-jurásico (Christophoul et al ., en prensa). La inversión tectónica de este rift originó importantes estructuras en flor que emergieron a nivel del Domo de Cutucú, el cual se prolonga hacia la Cuenca Santiago y se hunde parcialmente por debajo del borde occidental de la Cuenca Marañón.

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o

Sistema Invertido Oriental . Este dominio estructural presenta mayor amplitud que el Corredor Central. En la Cuenca Oriente, presenta una orientación NNE-SSW y funciona también en transpresión dextral, sin embargo este dominio corresponde a la inversión de un sistema de fallas lístricas mas recientes y que controlaron la sedimentación del Jurásico Superior (Díaz et al., en prensa). En la Cuenca Marañón, este dominio estructural se prolonga, pero con una orientación NNW-SSE (figs. 2.1 y 3.1). Este cambio de orientación estructural es probablemente ligado a l a Deflexión de Huancabamba que limita al Sur la Cuenca Santiago.

3.2.3. CRONOLOGIA DE LA DEFORMACION A nivel de la Cuenca Oriente – Marañón, la deformación se manifiesta esencialmente por inversiones tectónicas. Estas inversiones tectónicas que empezaron entre el Turoniano-Paleoceno fueron reactivadas al curso del Eoceno y del Plio-Cuaternario (Baby et al ., 1999; Rivadeneira & Baby, 1999). En lo que concierne a la Cuenca Santiago, análisis de trazas de fisión sobre apatita ponen en evidencia un levantamiento a 10 Ma (Aleman & Marksteiner, 1993) que es ligado muy probablemente al sistema de corrimientos subandinos. De otra parte, las observaciones de campo y de subsuelo (sísmica) muestran una intensa deformación de estas estructuras durante el Plio-Cuaternario. Si bien es cierto que las primeras inversiones tectónicas de esta región datan del Cretácico Superior, parece que la zona subandina s.s. – como unidad morfo-tectónica – empezó a estructurarse a partir del Mioceno Medio.

3.3. CUENCA HUALLAGA - MARAÑÓN La Cuenca Huallaga ubicada en la zona subandina del Perú septentrional entre 5º30”S y 9ºS, es asociada a estructuras de orientación NW-SE, y corresponde a la cuenca subandina más amplia y se desarrolló en la prolongación meridional de la Cuenca Santiago. Sus limites morfo-estructurales corresponden a la Cordillera Oriental al Oeste y al Arco de Contaya al Este, mientras que al Norte por la Deflexión de Huancabamba. El Arco de Contaya, que aparentemente corresponde a una estructura en flor, marca el limite entre el frente subandino y la cuenca flexural de Marañón. Al Este, en la parte meridional de la Cuenca Marañón, la deformación resulta menos compleja y el estilo de estructuración cambia un poco con respecto a su porción norte.

3.3.1. DATA Y ESTILO DE LA DEFORMACION La data utilizada para construir la sección estructural fue obtenida gracias al convenio ORSTOMPETROPERU. Esta sección estructural atraviesa la parte sur-occidental de la Cuenca Marañón y la Cuenca Huallaga (fig. 3.1, sección C). La interpretación de la líneas sísmicas y el análisis de perfiles de pozo nos permitió identificar discordancias regionales y de precisar la geometría de las estructuras. o

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Estratigrafía. Al igual que la parte norte de la Cuenca Marañón, aquí también se pueden encontrar las discordancias erosivas de las bases de las formaciones Sarayaquillo y Cushabatay. El Grupo Pucará es preservado en grabens relativamente importantes, los que son bien definidos en las líneas sísmicas, donde se distinguen, localmente, fallas extensivas de crecimiento. De otra parte, sobre el flanco oeste de la estructura Ponasillo, los depósitos terciarios pueden alcanzar 10000m de espesor. Estos espesores son anómalos con respecto a los espesores existentes a nivel de la Cuenca Marañón. Líneas Sísmicas. En esta porción meridional de la Cuenca Marañón, la sísmica muestra estructuras en flor positivas anteriores a los depósitos jurásicos (fig. 3.8). Este tipo de estructuras fue descrito en la Cuenca de Acre de Brasil (Barros & Carneiro 1991). En la extremidad NE de la sección, se puede observar las series

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sedimentarias paleozoicas afectadas por fallas normales y se puede notar también un basculamiento hacia el Oeste (fig. 3.9).

Fig. 3.8. Línea sísmica a través de la estructura Yanayacu – Cuenca Marañón – ver la estructuración en flor del basamento. Ubicación en la fig. 2.1

Fig. 3.9. Línea sísmica a través de la estructura Nahuapa – Cuenca Marañón – Ubicación en la fig. 2.1

3.3.2. SECCIONES ESTRUCTURALES Y GEOMETRIA DE LA CUENCA La sección estructural será descrita del Este (Cuenca Marañón) al Oeste (Cuenca Huallaga).

Sección Estructural Marañón (C’) . En esta sección, la Cuenca Marañón (fig. 3.10) no presenta una geometría de cuenca de antepaís clásica. En efecto, las series sedimentarias terciarias se adelgazan hacia el frente orogénico, donde la deformación es compleja y presenta tres tipos de inversión tectónica. o

La más oriental (estructura Nahuapa), corresponde a la inversión de fallas normales que afectan el Paleozoico (fig. 3.10), como lo atestigua el pozo Nahuapa que atravesó el Carbonífero y el Devónico por debajo de la Formación Cushabatay. Lo que perece indicar que la edad de estas fallas normales esta comprendida entre el Carbonífero y el Cretácico Inferior.

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El segundo tipo de inversión tectónica corresponde a la estructura en flor de Yanayacu en la porción central de la cuenca. La sísmica muestra que las fallas permanecen verticales en profundidad. Esta estructura en flor fue erosionada y sellada por los sedimentos cretácicos y jurásicos, lo que indicaría un estructuración en flor pre-jurásica, una extensión jurásica y una peneplanización pre-cretácica, con una consecuente inversión andina. En la porción occidental de la cuenca, un tercer tipo de inversión tectónica corresponde a la inversión de grabens triásico-jurásicos, que preservaron sedimentos del Grupo Pucará (estructura Loreto). Aparentemente, esta estructuración corresponde a la prolongación sur de las inversiones tectónicas del rift evidenciado en el Corredor Central de la Cuenca Oriente y de la parte norte de la Cuenca Marañón. En consecuencia, el borde oriental de este Corredor Central estaría materializado por la expulsión del graben Loreto – Shanushi.

Fig. 3.10. Sección estructural a través de la porción sur de la Cuenca Marañón

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Sección Estructural Huallaga (C) . La Cuenca Huallaga (fig. 3.11) esta caracterizada por importantes corrimientos que se conectan sobre un nivel de despegue regional situado a la base de las evaporítas del Grupo Pucará, como lo indican los afloramientos conocidos a la base del corrimiento Tarapoto (MOBIL, 1993). Como en la Cuenca Santiago, la tectónica de cobertura es controlada por la presencia de éstas evaporítas triásicas que tienden a desaparecer hacia el limite de la zona subandina – cuenca flexural.

Fig. 3.11. Sección estructural a través de la Cuenca Huallaga

Al interior de la Cuenca Huallaga, las inversiones tectónicas interfieren con el diapirismo. La estructura Biabo (fig. 3.11), que en este trabajo es interpretada como un anticlinal de rampa, fue considerada como un domo da sal en base a mediciones gravimétricas que muestran una anomalía en el núcleo de este anticlinal (MOBIL, 1993). Si bien es cierto que esta anomalía gravimétrica indica la presencia de evaporítas, ello no sugiere de ninguna manera un mecanismo de emplazamiento diapírico. En efecto, la geometría tridimensional de esta

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estructura es la de un pliegue cilíndrico y esta de acuerdo con la interpretación de pliegue de rampa pasivo. Mas al Este, la estructura Ponasillo resulta de la interferencia de una inversión tectónica profunda que deforma el corrimiento Tarapoto. En el borde oriental de la sección, la estructuración de los sinclinales internos es interpretado como el resultado de la acomodación del emplazamiento de duplex de basamento. Este tipo de deformación (duplex de basamento) es clásico en zonas de transición entre cordilleras y sistemas de corrimientos de antepaís (Royse et al ., 1975; Harris, 1978; Mitra, 1979; Mitra & Elliott, 1980; Roeder, 1989; Elliott & Johnson, 1980; Boyer & Elliott, 1982; Stanley & Ratcliffe, 1983; Coward & Butler, 1985; Schirmer, 1988; Schonborn, 1992; Yonkee, 1992; Rodgers, 1995) El acortamiento calculado a partir de la construcción de secciones balanceada de la Cuenca Huallaga es del orden del 26 %, ó 72 Km (anexo 3).

3.3.3. CRONOLOGIA DE LA DEFORMACION En la parte meridional de la Cuenca Marañón, la deformación más importante esta situada entre el Plioceno y el Cuaternario (como en la porción norte de la cuenca), pero se conocen también - al igual que en la Cuenca Oriente - inversiones tectónicas que se iniciaron entre el Turoniano – Paleoceno y Eoceno Inferior (Gil et al ., 2000). Las estructuras Loreto y Shanushi (entre las más espectaculares) muestran una deformación muy tardía, ya que deforman el conjunto de las series neógenas. En la Cuenca Huallaga es posible establecer una cronología relativa de la deformación. El corrimiento de Tarapoto es efectivamente deformado por inversiones tectónicas profundas. Como en la Cuenca Marañón, estas inversiones tectónicas deforman toda la cobertura sedimentaria neógena y deben de ser plio-cuaternarias. Contrariamente, en el flanco oriental de la estructura Ponasillo, los corrimientos parecen ser más antiguos y contemporáneos a la sedimentación neógena que muestra variaciones de espesor. Del análisis de trazas de fisión en apatita ponen en evidencia una estructuración alrededor de 15 Ma (MOBIL, 1993), luego entre 10 y 15 Ma, y una reactivación alrededor de 5 Ma (AlvarezCalderón, 1999). En necesario remarcar localmente la presencia de 10000 m de espesor de sedimentos terciarios (7500 m de Neógeno) en el centro de la Cuenca Huallaga, netamente superiores a los 3500 m de la Cuenca Marañón, y deformados en la parte dorsal del corrimiento Tarapoto.

3.4. CUENCA PACHITEA - UCAYALI Entre 9ºS y 12ºS, las montañas del Shira, con dirección estructural N-S, dividen la Cuenca Ucayali en dos partes (figs. 3.1 y 2.4): la sub-cuenca Pachitea y la Cuenca Ucayali s.s. La Zona subandina s.s. está localizada en la prolongación sur de la Cuenca Huallaga, y se encuentra limitada al Oeste por la Cordillera Oriental, mientras que hacia el Este por el Alto del Shira. Esta zona, se presenta deformada por importantes corrimientos, los que se amortiguan hacia la Cuenca Pachitea (fig. 2.4). El Shira, donde afloran sedimentos paleozoicos y cretácicos, comenzó a individualizarse aparentemente a partir del Paleozoico Superior. Este elemento estructural se extiende hacia el Sur hasta la Cordillera de Vilcabamba y al Norte hasta la confluencia de los ríos Ucayali y Pachitea. La estructuración interna del Shira no esta bien documentada, sin embargo una estructuración en flor probablemente originó que este elemento estructural cabalgue la Cuenca Ucayali s.s., o antepaís andino. La Cuenca Ucayali es limitada de la Cuenca Marañón por el Alto de Contaya, mientras que al Este por al Alto Moa Divisor y al SE por el Arco de Fitzcarrald–Manu.

3.4.1. DATA Y ESTILO DE LA DEFORMACION La revisión de campo así como la adquisición de nuevas líneas sísmicas por ELF EP en 1996 y 1997, nos ha permitido proponer un nuevo modelo estructural para la Cuenca Pachitea y su zona subandina. Para la el extremo meridional de la Cuenca Ucayali, la interpretación geométrica fue establecida a

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partir de datos de campo, y del análisis de ciertas secciones sísmicas del Bloque 52 (sur-este de la cuenca). Algunas publicaciones e informes inéditos han sido también consultados para estas interpretaciones. Los datos de campo de la Cuenca Pachitea fueron adquiridos el año 1996 (Gil, 1997) y los de la Cuenca Ucayali (Río Alto Urubamba) el año 1997 (Gil et al ., 1999ª). Estos datos fueron de tres tipos: estructurales, estratigráficos y paleogeográficos.

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Cuenca Pachitea. o

Estratigrafía. Las revisiones de campo nos lleva a proponer importantes modificaciones en la estratigrafía de la región, que fue objeto de numerosas confusiones. 

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Presencia de la Formación Ene: Al tope del corrimiento de San Matías (fig. 3.15 y Cap. 2.4), por debajo de los conglomerados tradicionalmente atribuidos a la Formación Sarayaquillo (Jurásico), afloran cuarcitas masivas con estratificaciones entrecruzadas que sobreyacen a un importante nivel de argilitas grises a negras, que constituyen un importante nivel de despegue. En la quebrada del Río Gavilán (Gil, 1997) del flanco oriental de San Matías (en la prolongación de la línea sísmica B de la fig. 3.13) puede observarse que estas cuarcitas son sobreyacidas por argilitas negras y bancos calcáreos de 1 a 2 m de potencia, encontrándose estas secuencias muy compactadas. Al tope del corrimiento de Bella Esperanza (anexo 4), se puede observar la misma sucesión litológica. De acuerdo a las observaciones de campo, esta sucesión litológica y las facies observadas no pueden ser mas que paleozoica y no jurásica como son indicadas en los mapas geológicos existentes. En efecto, esta sucesión litológica y de facies observadas no son conocidas ni en el Triásico ni en el Jurásico. Contrariamente, ellas parecen corresponder a la descripción de la Formación Ene que aflora en el Pongo de Paquitzapango. En consecuencia, esta serie litológica constituiría la base de del sistema de corrimientos de San Matías y Bella Esperanza como perteneciente a la Formación Ene (formación tradicionalmente considerada ausente en esta zona). Lamentablemente, todas la tentativas de dataciones palinológicas (ELF EP) fracasaron ya que el material es térmicamente muy evolucionado. Sin embargo, el análisis de macro-fósiles (erizos marinos) ubicados a la base del corrimiento de Bella Esperanza dieron una edad Permo-Triásica, lo que nos lleva a proponer que los conglomerados que sobreyacen a esta serie sedimentaria corresponderían al Grupo Mitu, que fue reportado más al Este, por el pozo Oxapampa 07-1. Presencia del Grupo Pucará: Hacia el SW de Bella Esperanza, al tope del corrimiento de Yunculmas, se puede observar una sucesión litológica de dolomitas masivas intercaladas de areniscas grises, argilitas violetas y calizas dolomíticas bioturbadas atribuidas al Terciario. La misma sucesión litológica se observa en la carretera hacia Iscosazín. En consecuencia, esta serie sedimentaria parece corresponder al Grupo Pucará documentadas en el pozo Oxapampa 07-1 (Gil, 1997)

Paleogeografía. Las observaciones de campo muestran que de una unidad estructural a otra, del Este hacia el Oeste, aparecen o desaparecen espesas series sedimentarias. 

Al limite oriental de la Cuenca Pachitea (al pie del Shira) la Formación Cushabatay yace directamente sobre el Grupo Copacabana.

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Al techo del corrimiento de San Matías, una importante serie de conglomerados (800 a 1000 m) atribuidos tradicionalmente al Jurásico, pero probablemente permo-triásicos (Gr. Mitu) sobreyacen a una secuencia sedimentaria que nosotros atribuimos a la Formación Ene e infrayacen a la Formación Cushabatay. Al techo del corrimiento de Bella Esperanza, la Formación Cushabatay reposa sobre las series que nosotros asimilamos a la Formación Ene. Los conglomerados observados en San Matías están ausentes. Mas al SW, la Formación Chonta es cabalgada por rocas que tentativamente las asimilamos al Grupo Pucará. Hacia el limite SW de la zona estudiada (Puente Paucartambo), la Formación Cushabatay yace a sobre conglomerados poco espesos (300 a 500 m) asimilados a la Formación Sarayaquillo. En este mismo lugar, la Formación Sarayaquillo sobreyace a las calizas del Grupo Pucará.

Líneas sísmica y datos de pozo. Los datos geofísicos corresponden a tres líneas sísmicas adquiridas por ELF EP en 1996. De estas líneas, dos están en la Cuenca Pachitea y la tercera atraviesa en parte el corrimiento de San Matías (localización de las líneas sísmicas en la fig. 2.4). Los datos de pozo corresponden al pozo Oxapampa 07-1 situado en la prolongación oeste de la línea sísmica A (fig. 2.4, mapa geológico). 

Línea Sísmica A. Esta línea sísmica está situada al Oeste de la emergencia del corrimiento de San Matías (fig. 3.12), y presenta una orientación WSWENE y se extiende sobre 12.125 Km (localización: fig. 2.4). Esta línea sísmica es clave y confirma tres tipos de datos fundamentales que fueron puestos en evidencia en el campo.

Fig. 3.12. Interpretación de la línea sísmica A que atraviesa la Cuenca Pachitea, al Oeste de la Cordillera de San Matías. Ubicación en la fig. 2.4

- Edad del conglomerado de San Matías: Estos conglomerados imponentes en el campo son fácilmente identificados en la sísmica. Se los puede seguir sin problema hacia el Oeste, prácticamente hasta el pozo Oxapampa 07-1, donde ellos son atribuidos al Grupo Mitu (reportados por debajo del Grupo Pucará). Las consecuencias de esta observación son considerables. Sí los conglomerados de San Matías son del Grupo Mitu y no de la Formación Sarayaquillo como es era admitido hasta ahora, lo más lógico seria encontrar por debajo de estos conglomerados a la Formación Ene. Lo que estaría de acuerdo con nuestras observaciones de e interpretaciones de campo.

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- Aloctonía: La sísmica muestra un nivel de despegue que duplica una serie sedimentaria compuesta de dos unidades: la unidad superior caracterizada por reflectores difusos y la unidad inferior caracterizada por reflectores de buena continuidad lateral. Hacia el Este, el despegue emerge al frente de la Cordillera de San Matías. Se trata de un corrimiento frontal al techo del cual pensamos haber identificado a la Formación Ene y al Grupo Mitu que pueden ser correlacionados en la sísmica con las dos unidades descritas párrafos arriba. La sísmica muestra también, que por debajo del corrimiento el conjunto de reflectores parece estar afectado por fallas normales con vergencia al Este. Este modelo aloctonista esta de acuerdo con los klippes tectónicos que fueron cartografiados en el campo (Gil, 1997). - Bisel sedimentario del Grupo Pucará. En la sísmica, el intervalo estratigráfico atribuido al Grupo Pucará forma netamente un bisel hacia el Este por debajo de un conjunto de reflectores de buena continuidad lateral. Los datos del pozo Oxapampa 07-1 sugieren que este conjunto de reflectores corresponde a la base del Cretácico (Cushabatay) y reposaría sobre el Grupo Pucará. La interpretación sísmica lleva a hacer biselar el Grupo Pucará hacia el Este hasta hacerlo desaparecer completamente en medio de la rampa de la Cordillera de San Matías. Este acuñamiento del Grupo Pucará es confirmado por las observaciones de campo ya que al techo del corrimiento de San Matías la Formación Cushabatay yace directamente sobre los conglomerados del Grupo Mitu. La presencia de un bisel sedimentario, también confirmaría la importancia de problemas paleogeográficos en tanto que la sísmica muestra criterios netos de discordancias angulares por debajo del Cretácico. 

Línea Sísmica B. Esta línea con una orientación WSW-ENE y una longitud de 23.250 Km (fig. 3.13) atraviesa una parte de la Cuenca Pachitea (ubicación: fig. 2.4). Ella muestra que la Cuenca Pachitea corresponde a un monoclinal de sedimentos terciarios, sin duda mayormente neógenos. Las formaciones cretácicas y paleozoicas son fácilmente identificables. En la parte oeste de la línea, se puede observar un bisel sedimentario que desaparece hacia el Este bajo el Cretácico. Interpretamos este bisel como un acuñamiento del conjunto Ene – Mitu, reconocidos en San Matías. Sobre el conjunto de la sección, se pueden observar dos horizontes reflectores de buena continuidad lateral (por debajo de Tarma – Copacabana) que son interpretados como pertenecientes al Grupo Ambo que reposaría probablemente sobre el Grupo Cabanillas. Estos reflectores sísmicos sellan al Este semi-grabens actualmente invertidos. Hacia el Oeste, se nota también la presencia de fallas de basamento, pero es difícil de reconocer si se trata de inversiones tectónica.

Fig. 3.13. Interpretación de la línea sísmica B que atraviesa la Cuenca Pachitea, al Este de la Cordillera de San Matías. Ubicación en la fig. 2.4

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Línea Sísmica C. Con una longitud de 35 Km y orientación SSW-NNE, esta línea sísmica atraviesa el sistema de corrimientos San Matías – Bella Esperanza (ubicación: fig. 2.4). en esta sección se puede observar que el monoclinal de la Cuenca Pachitea es cabalgada por el corrimiento San Matías. Se puede diferenciar también el bis el sedimentario del conjunto Ene – Mitu, identificado en la línea sísmica B. El corrimiento San Matías se amortigua de manera compleja, pero ilustra aun la amplitud del acortamiento. El frente de deformación est transferido a un corrimiento más externo que forma una estructura de tipo pop-up camuflada por los sedimentos neógenos de la Cuenca Pachitea. En la extremidad oeste de la línea sísmica, aparece el corrimiento de Bella Esperanza en posición subhorizontal, lo que corroboraría los klippes tectónicos observados en el campo.

Fig. 3.14. . Interpretación de la línea sísmica C que atraviesa la po rción sur de la Cuenca Pachitea, al Este de la Cordillera de San Matías. Ubicación en la fig. 2.4

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Cuenca Ucayali (porción sur) o

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Estratigrafía. Las observaciones de campo permiten poner en evidencia importantes contactos anormales y cartografiar diferentes unidades tectónicas. En la zona subandina interna (Tintiniquiato – Pongo de Mainique) el principal nivel estratigráfico diferenciado corresponde a las diamictitas del Silúrico Inferior (fig. 3.16, anexo 5). En el Pongo de Mainique, se puede observar la ausencia de las series sedimentarias triásicas y del Cretácico Inferior. Un importante nivel de brechas sedimentarias y slumps, observados en el Pongo de Mainique (H. Valdivia, com. oral ), marcaría el límite entre el Devónico Superior y el Carbonífero. Este mismo tipo de sedimentación sin-tectónica es observado en el Pongo de Coñeq, y pude correlacionarse con la Formación Cumana del Altiplano Boliviano (Díaz, 1995).

Paleogeografía . Las observaciones de campo muestran que en esta parte de la Cuenca Ucayali, no existen depósitos jurásicos ni del Cretácico Inferior. Efectivamente, en la sección estratigráfica de Pongo de Mainique, las unidades litológicas tradicionalmente asimiladas al Grupo Oriente (Cretácico Inferior) corresponderían a la Formación Ene de edad permiana (Martin & Paredes, 1977). Estas mismas rocas sedimentarias fueron documentadas en el extremo sur de la Cuenca Pachitea, en la Cordillera de San Matías (Gil, 1997) y en la Cuenca Ene a nivel del Pongo de Paquitzapango (Leight & Rejas, 1966). En lo que concierne al Mesozoico, el Cretácico es representado únicamente por las series sedimentarias de las formaciones Chonta y Vivian (Geuns et al ., 1997). Entonces se pude suponer que la zona comprendida entre el Shira, gran parte de la Cuenca Ucayali y al Arco de Madidi, formaba un paleorelieve entre el Pérmico Superior y el Cretácico Inferior.

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3.4.2. SECCIONES ESTRUCTURALES Y GEOMETRIA DE LA CUENCA A nivel de las cuencas Pachitea y Ucayali, dos secciones estructurales fueron construidas, una de ellas atraviesa la parte meridional de la Cuenca Pachitea (fig. 3.1 sección D) y otra en la extremidad sur de la Cuenca Ucayali, a nivel del Pongo de Mainique (fig. 3.1 sección E).

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Sección Estructural Pachitea (D) . Nuestras observaciones de campo nos permite aportar novedades concernientes a las relaciones entre las diferentes unidades tectónicas y de poner en evidencia nuevos elementos estructurales (fig. 3.15, anexo 4). La margen este de la Cuenca Pachitea (pie del Shira) es deformada por una tectónica de basamento que hace cabalgar hacia el Oeste al Grupo Copacabana sobre el substrato cretácico de la Cuenca Pachitea. La Cuenca Pachitea corresponde a un monoclinal de sedimentos neógenos que buzan regularmente hacia el Oeste y desaparece por debajo del corrimiento de San Matías. El corrimiento de San Matías se conecta sobre una superficie de despegue que se desarrolla a la base de la Formación Ene. El corrimiento de Bella Esperanza es comparable al de San Matías y debe también conectarse al nivel de despegue de la base de la Formación Ene. Entre los corrimientos de San Matías y Bella Esperanza, afloran unidades tectónicas topográficamente elevadas, compuestas de cuarcitas y argilitas comparables a la de la Formación Ene. Interpretamos estas unidades muy deformadas y en contacto anormal sobre el Terciario o el Cretácico como klippes tectónicos provenientes del corrimiento de Bella Esperanza.

Fig. 3.15. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca Pachitea

Estos nuevos datos muestran que: 1) el sistema de corrimientos de San Matías – Bella Esperanza se conectan sobre un nivel de despegue regional que puede corresponder a la base de la Formación Ene; 2) los acortamientos horizontales son muy importantes (presencia de klippes) y pueden explicar las variaciones paleogeográficas brutales que se observa de un corrimiento a otro. El acortamiento horizontal calculado gracias a la construcción de la sección balanceada (anexo 4) es de 52%, sea 101 Km.

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Sección Estructural Pongo de Mainique (E) . Entre el Pongo de Mainique y el Río Yavero, la superficie se presenta intensamente deformada y estructurada en una zona triangular enmarcada por los sinclinales de Yavero y Shihuayro (fig. 3.16, anexo 5). Hacia el Norte, la geometría estructural de la parte externa es caracterizada por el emplazamiento de grandes anticlinales que afectan la cobertura terciaria (Timpia, Armihuari, Camisea y San Martín). En la interpretación propuesta, la zona interna corresponde al techo de un duplex que tiene por despegue de base la interface Ordovícico – Basamento, y por despegue de techo las argilitas del tope de la Formación Sandia (Ordovícico Medio), así como también las argilitas de la parte superior del Siluro-Devoniano. El acortamiento del duplex se transfiere, en la zona externa, en los corrimientos frontales que originan las estructuras Timpia, Armihuari, Camisea y San Martín, y en el sinclinal de Shihuayro, mientras que en la zona interna se transfiere en el sinclinal de Yavero, las escamas de la zona triangular y en parte de las estructuras situadas al Norte de Tintiniquiato.

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El acortamiento horizontal calculado a partir del balanceo de la sección es de 54%, sea 140 Km (anexo 5).

Fig. 3.16. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca Ucayali – extremidad meridional –

La Cuenca Pachitea y la parte norte de la Cuenca Ucayali s.s. presentan una orientación estructural NNW-SSE, mientras que las estructuras de la porción meridional de Ucayali sufren una rotación (Deflexión de Huancabamba) y son reorientadas WNE-ESE. La Cuenca Ucayali s.s. es deformada por antiguas fallas de basamento, que sobre el borde oriental de la cuenca parecen ser heredadas de estructuras extensivas permo-triásicas. A nivel del Shira, la ausencia de depósitos de los grupos Mitu y Pucará y de la Formación Sarayaquillo, parece manifestar que este alto estructural funcionó como tal desde el Pérmico Superior, o probablemente más antes. En la extremidad occidental de la Cuenca Pachitea, la estructuración parece resultar de la inversión del rift triásico-jurásico de dirección norte-sur.

3.4.3. CRONOLOGIA DE LA DEFORMACION En la Cuenca Pachitea, entre Puente Paucartambo y Villa Rica (fig. 3.15) ninguna discordancia es observada en el intervalo cretácico-eoceno. En las líneas sísmicas, la ausencia de discordancias y variaciones de espesor en este mismo intervalo, hace pensar que el desarrollo de importantes corrimientos es probablemente tardío (Neógeno). El emplazamiento de napas tectónicas que cabalgan anticlinales y estructuras precoces, muestra una reactivación out of sequence de los corrimientos internos (Gil, 1997). En la porción sur de la Cuenca Ucayali, al tope de los duplex, la zona triangular y las escamas seccionan el retro-corrimiento del flanco sur del sinclinal de Shihuayro, mostrando así una reactivación out of sequence de los horses internos del duplex (fig. 3.16). Un estudio detallado de las series sedimentarias neógenas permitiría precisar la edad de la estructuración de los duplex y de la parte externa. Por el momento, ninguna evidencia de variaciones de espesor significativa, puede indicar una deformación sin-sedimentaria en los depósitos neógenos. Sin embargo, la evolución vertical de estos depósitos atestigua una aproximación de los relieves hacia el Este.

3.5. CUENCA MADRE DE DIOS – BENI Entre 12ºS y 16ºS (Sur de Perú y Norte de Bolivia), la zona subandina y el antepaís andino forman la Cuenca Madre de Dios – Beni (figs. 3.1, 2.13 y 2.14). Las estructuras muestran una orientación preferencial NW-SE, salvo entre 13º y 14ºS, donde ellas son orientadas WNW-ESE. Esta extensa cuenca es limitada al Oeste por la Cordillera Oriental o la Zona Interandina y se acuña hacia el Este en dirección del Escudo Brasileño. Hacia el NE, el Arco de Fitzcarrald limita la Cuenca Madre de Dios de la Cuenca Ucayali, mientras que hacia el SE, la Cuenca Beni se extiende hasta el Codo de Santa Cruz, que la separa de la Cuenca del Chaco.

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La exploración petrolera puso en evidencia en el subsuelo de la Cuenca Madre de Dios – Beni dos importantes altos estructurales sellados por la sedimentación mesozoica: el Arco del Manu (House et al ., 1999) y el Arco de Madidi (Oller, 1986).

3.5.1. DATA Y ESTILO DE LA DEFORMACION En la Cuenca Madre de Dios, la revisión de campo efectuada sobre la carretera Pilcopata – Atalaya entre los años 1997 y 1998 (sección estructural F: fig. 3.1) y en las márgenes del Río Inambari en 1998 (sección estructural G: fig. 3.1), permitió determinar importantes contactos anormales y de cartografiar diferentes unidades tectónicas. Las pendientes y orientaciones de los estratos fueron levantadas sistemáticamente, disponible en una base de datos completa. La interpretación en profundidad fue precisada a partir del análisis de la información sísmica del Bloque 78. En la Cuenca del Beni, las secciones estructurales fueron construidas en gran parte a partir de los resultados científicos obtenidos por el convenio suscrito entre el ORSTOM y YPFB (1988-1994). Una campaña de campo realizada en el año 1999 por el equipo del IRD (ex ORSTOM) a permitido precisar el modelo estructural y de revisar ciertas unidades estratigráficas. Esta revisiones llevaron a mejorar la construcción de las secciones balanceadas y de replantear la edad de ciertas unidades sedimentarias.

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Cuenca Madre de Dios. o

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Revisión estratigráfica. Las formaciones paleozoicas se encuentran preservadas y afloran relativamente bien en la zona subandina. En la Cuenca Madre de Dios, en el sector del Pongo de Coñeq, se pueden observar deformaciones pre-andinas, es así que hacia el tope del Grupo Cabanillas, aparece un importante nivel de slumps y brechas sedimentarias que registraron un periodo de inestabilidad y de deslizamientos gravitatorios, muy probablemente relacionados a la tectónica eoherciniana. Este tipo de deformación sin-sedimentaria es también observada en la Formación Cumana del Altiplano Boliviano (Días, 1995). Las series silurianas contienen también brechas sedimentarias sin-tectónicas, originas por fallas normales, que atestiguarían también eventos extensivos. A nivel de la sección estructural del Río Inambari (Gil et al ., 1999ª), al techo de la primera escama tectónica de Puente Inambari, fallas normales lístricas, de escala decimétrica a métrica, deforman argilitas rojizas y niveles calcáreos atribuidos al Cretácico. Estas fallas normales sin-sedimentarias están asociadas con olistolítos y muestran una extensión NNE-SSW, y parecen expresar problemas de inestabilidad y deslizamientos gravitatorios al frente de un sistema deltáico. La porción inferior de la escamas de Puente Inambari y de Puente Otorongo, esta constituida de secuencias estrato-crecientes de cuarcitas con laminaciones oblicuas, que reflejan un ambiente de sedimentación de playa y delta. La base de estas secuencias comprenden algunas veces, niveles de lutitas verdes y grises que fueron muestreadas sin resultados positivos (ausencia de microfósiles y de palinomorfos). Por debajo de las cuarcitas, se puede observarse 160 m de argilitas y lutitas grises a negras, muy deformadas y que forman aparentemente un importante nivel de despegue. El estado en el que se encontraban estas argilitas no permitió alguna datación bioestratigráfica. Por correlaciones con la sección tipo del Pongo de Paquitzapango (Leight & Rejas, 1966) y la región de Pachitea (Gil, 1997), atribuimos esta serie sedimentaria a la Formación Ene. Una sección estratigráfica, esquemática, del Neógeno, levantada sobre el flanco externo del sinclinal de Punquiri (anexo 12), permitió hacer un análisis del sistema de antepaís en razón de sus diferentes facies de depósito. Línea Sísmica. Para ilustrar bien la deformación, la línea sísmica de la figura 3.17 (con orientación OSW-ENE) atraviesa el flanco occidental del sinclinal externo de

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Punquiri. Aquí se puede observar el emplazamiento de un duplex duplex que guía la estructuración del sinclinal, y muestra también reactivaciones recientes de algunos horses del horses del duplex que duplex que desplazan o cortan el flanco del sinclinal.

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Cuenca Beni. o

o

Revisión estratigráfica. El Silúrico aflora únicamente en la Zona Interandina, a nivel del contacto con la Zona Subandina (zona del CFP: fig. 2.14), y se bisela hacia el Este para desaparecer a nivel de la zona subandina, donde estaría erosionado o no se depositó. Los sedimentos silurianos que fueron observados al Oeste de la Serranía de Retama (Río Kaka; fig. 2.14), corresponden a lutitas marinas negras (50 m de afloramiento) con trilobites y aparentemente ricas en materia orgánica. Se pueden observar también algunos niveles lenticulares de calizas negras. Estas lutitas negras presentan probablemente un buen potencial de roca madre, y forman en la Zona Interandina y la mitad oeste del subandino un buen nivel de despegue. Nuestra revisión de campo permitió levantar nuevas secciones estratigráficas de la Formación Beu y de definir mejor su base y tope, así como el ambiente de depósito. Correlaciones con ciertas formaciones del Norte del Perú y el Ecuador son propuestas (Cap. 2.4.3 y anexo 1). Finalmente, dos secciones estratigráficas de la series sedimentarias neógenas, una de ellas levantada en el sinclinal interno y la otra en el sinclinal externo, permitió analizar las zonas de depósito en términos de facies de sistema de antepaís (Cap. 5). Líneas Sísmicas. En la zona subandina externa, el análisis de dos líneas sísmicas ilustran la geometría de la deformación, sin embargo la ausencia de información sísmica en la zona interna solo permite proponer modelos estructurales. 



Línea Sísmica A. Esta línea se encuentra ubicada a nivel del sinclinal externo de Madidi (fig. 3.18) y atraviesa (a nivel de la sección estructural I) el flanco oeste de este sinclinal. El principal rasgo estructural que muestra esta sección es un retro-corrimiento pasivo al techo de una zona triangular. Mas al Oeste, este sinclinal presenta un gran espesor de sedimentos neógenos. En le flanco oriental del sinclinal externo, la interpretación muestra reflectores sísmicos divergentes, que perecen indicar discordancias progresivas y onlaps hacia onlaps hacia el Este. Hacia el Oeste, el sinclinal de Madidi es cortado por un importante corrimiento que lleva a la superficie rocas paleozoicas. Línea Sísmica B. Esta sección sísmica, atraviesa también el sinclinal externo de Madidi (fig. 3.19) a nivel de la sección estructural de Ixiamas (H). En esta línea, se observa un importante retro-corrimiento sobre el flanco oriental del sinclinal de Madidi. Sobre la margen occidental, la estructuración muestra la presencia de escamas con una vergencia al SW, como lo documentan también los datos de campo (Convenio ORSTOMYPFB). De la misma manera que en la línea sísmica A, ella presenta también probables discordancias progresivas a nivel del flanco occidental del sinclinal externo de Madidi.

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3.5.2. SECCIONES ESTRUCTURALES Y GEOMETRIA DE LA CUENCA En la Cuenca Madre de Dios – Beni, se construyeron 6 secciones estructurales balanceadas, de ellas, dos ilustran la geometría de la Cuenca Madre de Dios (fig. 3.1: secciones F y G) y 4 secciones a nivel de la Cuenca Beni (fig. 3.1: secciones H, I, J y K). Las secciones estructurales de la Cuenca Beni fueron elaboradas en el cuadro del Convenio ORSTOM-YPFB (1988-94), y fueron reconstruidas, modificadas y balanceadas con el programa GeoSec® para esta síntesis.

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Sección Estructural Pongo de Coñeq (F) . Al Norte, la sección estructural de Pongo de Coñeq empieza con el corrimiento frontal subandino que es materializado por el anticlinal de Pantiaccolla (fig. 3.20, y anexo 6). Hacia el SE, el flanco meridional del sinclinal externo de Salvación (Pongo de Coñeq) esta constituido de rocas sedimentarias terciarias, cretácicas (superior) y paleozoicas. Continuando hacia el Sur, el anticlinal Coloradito corresponde a una zona triangular, que al Norte es cabalgada por el Siluro-Devoniano y al Sur por el Ordovícico. En la zona interna, el sinclinal de Patria es cubierto por series sedimentarias cuaternarias y/o probablemente pliocenas. La interpretación en profundidad muestra el emplazamiento de dos duplex desarrollados en el Paleozoico. Para la construcción el duplex más externo (entre los sinclinales), los espesores del Paleozoico Inferior son los mismos que fueron observados en el Río Inambari, mientras que para el duplex interno (limite de la Cordillera), fueron calibrados con los espesores obtenidos sobre la carretera al Sur de Chontachaca. El nivel de despegue de base de estos duplex se encuentra situado en la interface Ordovícico–Basamento, mientras que su despegue de techo es desarrollado entre las argilitas y las diamictitas de la interface Ordovícico Medio–Silurico. El corrimiento frontal subandino (anticlinal Pantiaccolla) corresponde a un pliegue por propagación de falla que se conecta a un nivel de despegue situado entre el Silúrico y el Ordovícico. El acortamiento del duplex externo es transferido hacia delante en los retro-corrimientos desarrollados a la base del flanco sur del sinclinal de Salvación y en el corrimiento frontal de Pantiaccolla. En la parte sur de la sección estructural, el acortamiento del duplex interno es acomodado por el emplazamiento del sinclinal de Patria. El acortamiento horizontal calculado para esta sección es de 56%, o igual a 121 Km (anexo 6).

Fig. 3.20. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca Madre de Dios

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Sección Estructural de Inambari (G). En esta sección se puede observar un dispositivo comparable a la sección de Pongo de Coñeq. De Norte a Sur, la sección estructural de Inambari (fig. 3.21 y anexo 7) materializa el frente de deformación con el flanco NE del sinclinal de Punquiri (Mazuco), constituido de

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depósitos continentales neógenos. El flanco SW del sinclinal de Punquiri es cabalgado por dos series de escamas constituidas esencialmente de cuarcitas que las atribuimos a la Formación Ene (escamas de Puente Inambari y Puente Otorongo: Gil et al ., 1999ª). La sección termina al SE por una serie monoclinal que corresponde al flanco septentrional del sinclinal Nusiniscato constituido esencialmente de sedimentos marinos y continentales cretácicos y paleocenos. Esta serie es cabalgada al Sur por cuarcitas (Fm. ENE ?) y rocas ordovicianas. Las escamas de Río Inambari se conectan sobre el despegue de tope de un duplex – visible en la sísmica y conocido mas al Sur como la estructura Candamo. Este despegue de techo, esta constituido por argilitas de la supuesta Formación Ene. Los horses del duplex de Candamo están constituidos por rocas del Paleozoico Inferior y su despegue de base corresponde a la interface Ordovícico – Basamento. El acortamiento horizontal calculado es también importante (53%), anexo 7). En esta interpretación, el acortamiento del duplex de Candamo es acomodado, de una parte, al frente de deformación, por el desarrollo del sinclinal de Punquiri, y de otra parte, en la parte dorsal, por la escamas de Río Inambari. En consecuencia, la interpretación muestra que la formación del sinclinal de Punquiri esta directamente asociado al duplex de Candamo, que se desarrolló siguiendo un mecanismo de acomodación del acortamiento que ya fue reconocido en la zona subandina del Norte de Bolivia y modelizado analógicamente (Sinclinal del Alto Beni: Baby et al ., 1995).

Fig. 3.21. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca Madre de Dios – Río Inambari –

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Sección Estructural de Ixiamas (H). La sección estructural de la figura 3.22 (anexo 8), muestra que al NE, el corrimiento frontal subandino (próximo a la localidad de Ixiamas) es relativamente horizontal y deformado, y cabalga un aproximado de 4000 m de sedimentos neógenos. El nivel de despegue se encuentra ubicado a la base de lutitas y areniscas ordovícicas (formaciones Enadere y Tarene) y devónicas (Formación Tequeje). Mas al SW, sobre el flanco oriental del sinclinal de Madidi, afloran en continuidad el Jurásico (Fm. Beu), el Cretácico Superior (Fm. Eslabón) y los depósitos neógenos. En esta zona el Silúrico esta ausente y probablemente no se depositó, mientras que el Carbonífero (fms. Kaka y Toregua) y el Pérmico Inferior (Fm. Copacabana) fueron erosionados por debajo de la discordancia de la Formación Beu. Sin embargo, las series sedimentarias carboníferas reaparecen sobre el flanco occidental del sinclinal de Madidi al techo de un sistema de retro-corrimientos. Mas al SW (parte central de la sección), el sistema de corrimientos esta constituido principalmente de escamas de rocas carboníferas y jurásicas (Beu). La sección estructural termina al Sur por un sistema de anticlinales y sinclinales de rocas silurodevonianas y ordovícicas.

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Para la parte externa de la zona subandina, algunas líneas sísmicas de bloque de Madidi nos han permitido construir la sección estructurales en profundidad. El corrimiento frontal subandino (Serranía de Susi), se presenta deformado en sinclinal y anticlinal por un pliegue pasivo de rampa que se emplaza en profundidad. Entonces, el flanco sur-oeste del sinclinal de Madidi es interpretado como la acomodación frontal de un duplex que en profundidad se emplazaría sobre toda la zona subandina interna, y que en superficie se manifestaría por un sistema de retro-corrimientos pasivos al techo del duplex. Este duplex tiene como nivel de despegue basal la interface Ordovícico – Basamento, y como nivel de despegue de techo las argilitas de la parte superior de la Formación Tomachi (Devónico Superior). En la zona interna, otro sistema de retro-corrimientos acomoda en superficie una parte del acortamiento del duplex. A nivel de la zona interna, la interpretación estructural muestra un bisel sedimentario de las series sedimentarias silurianas. En efecto, estos sedimentos solo afloran en la Serranía de Retama. Mas al SW, el Ordovícico aumenta considerablemente de espesor, y aflora en los núcleos de anticlinales de rampa. La presencia del Ordovícico en esta zona, nos obliga a implicar el basamento en la parte profunda de las escamas. La tasa de acortamiento total calculado gracias a la construcción de la sección balanceada (anexo 8) es de 61%, o 131 Km.

Fig. 3.22. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca del Beni – Ixiamas –

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Sección Estructural Rurrenabaque (I). En esta sección estructural (fig. 3.23 y anexo 9), la deformación del frente subandino es comparable a la sección de Ixiamas, pero mucho mas intensa. La presencia de un sinclinal entre dos corrimientos frontales (localidad de Rurrenabaque) es materializado entre las serranías de Susi y Caquiahuaca. A la base de los corrimientos frontales afloran rocas devonianas (fms. Tomachi y Tequeje) sobreyacidas directamente por la Formación Beu (Jurásico) y el Neógeno (fms. Bala y Quendeque). A nivel de la Serranía de Toregua (parte central de la sección), se manifiestan los afloramientos más orientales de las series sedimentarias permo-carboníferas (fms. Copacabana, Kaka y Toregua). Hacia el SW, en la parte dorsal del corrimiento de Toregua, la zona interna es caracterizada por un sinclinorio (sinclinal interno) que se desarrolló mas ampliamente al Sur (fig. 2.15). El relleno sedimentario neógeno de este sinclinal, nos permitió comprender mejor la cronología de la deformación (Cap. 5). Al SW de la sección, en la Serranía de Caranavi (Zona Interandina), la base de las escamas tectónicas está constituida de rocas silurianas y en el extremo SW por rocas ordovícicas. En profundidad, la interpretación geométrica de la sección fue realizada a partir de algunas líneas sísmicas que atraviesan el sinclinal de Madidi. En superficie, los corrimientos frontales subandinos (serranías de Susi y Caquiahuaca) tienen como nivel de despegue a las argilitas de la Formación Tequeje (Devónico). En profundidad, este despegue se propaga probablemente como en la sección de Ixiamas, en él los sedimentos ordovicianos. El sinclinal deformado al dorso de la Serranía de Susi se puede explicar, como en la porción norte, por una deformación profunda debido a un pliegue de rampa pasiva. Al SW de la Serranía de Caquiahuaca, un retro-corrimiento da origen al anticlinal de rampa de

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Tuichi (perforado por un pozo) camuflado bajo los depósitos neógenos del sinclinal de Madidi. En la zona interna, los corrimientos y retro-corrimientos que limitan y afectan el sinclinal del Alto Beni son el resultado de la transferencia del acortamiento de un duplex profundo – ya documentado en la sección de Ixiamas – que implicarían rocas sedimentarias ordovícicas y silúricas. Por debajo de la serranía de Toregua, la sísmica parece mostrar una flexión del basamento que correspondería probablemente a un arco comparable al de Madidi. La parte que corresponde a la Zona Interandina, donde afloran esencialmente rocas ordovícicas y silúricas, es deformada en profundidad por escamas de basamento. El acortamiento horizontal calculado es de 57% (162 Km: anexo 9).

Fig. 3.23. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca del Beni – Rurrenabaque –

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Sección Estructural Lliquimuni (J). Esta sección (fig. 2.24 y anexo 10), fue publicada en dos artículos por Baby et al . (1995ª, 1995 b), y fue objeto de modelizaciones analógicas y petroleras. En consecuencia no entraremos en muchos detalles para su descripción. La sección de Lliquimuni se inicia al NE por la Serranía de Eva Eva, y continúa en la zona externa con las serranías de Fátima, Chiñe y Palacios (Angosto Quiquibey). Las unidades sedimentarias implicadas en la deformación son siempre las mismas, y se biselan también hacia el Este por debajo de la discordancia erosiva de la Formación Beu. Al SW del Angosto Quiquibey, en la zona interna, la deformación se hace más compleja y es materializada esencialmente por retro-corrimientos (Serranía el Pelado) y estructuras verticales (Serranía de Marimonos, anticlinal de Lliquimuni), que afectan el sinclinal interno bien desarrollado. Las rocas sedimentarias deformadas en superficie corresponden al Permo-Carbonífero (Retama y Copacabana), Jurásico (Beu) y al Neógeno (Bala, Quendeque y Charqui).

Fig. 3.24. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca del Beni – Lliquimuni –

La geometría y mecanismos de deformación en profundidad puestos en evidencia, son siempre los mismos: duplex profundos, emplazados en rocas ordovícicas, en la zona interna; rampas a nivel del sinclinal externo. En la zona externa (serranías de Eva Eva, Fátima y Chiñe), el nivel de despegue esta situado a la base de los sedimentos ordovícicos. De otra parte, el bisel sedimentario del Permo-Carbonífero, fue situado por debajo de la

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Serranía de Chiñe. Hacia la zona del Angosto de Quiquibey o Serranía de Palacios, un segundo nivel de despegue aparece, ubicado a la base del Devónico. El sinclinal interno corresponde a una cuenca de tipo piggyback (Cuenca del Alto Beni), transportada al frente de un duplex profundo, emplazado en rocas ordovícicas, y en la parte dorsal del corrimiento de la Serranía El Pelado (Baby et al ., 1995a). Este sinclinal es deformado por el anticlinal de Lliquimuni, que asimila en parte el acortamiento del duplex profundo. El acortamiento para esta sección es de 51%, o alrededor de 107 Km (anexo 10)

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Sección Estructural Río Manique (K). La construcción de está sección se realizó sin datos de sísmica, sin embargo, la sección de Río Manique (fig. 2.35 y anexo 11), presenta una estructuración comparable a la de Lliquimuni, pero, en esta zona la deformación es mucho más intensa. Esta sección muestra al NE que el corrimiento frontal es materializado por la Serranía de Eva Eva, donde aflora la Formación Beu. Hacia el SW, en la Serranía de Fátima, la Formación Beu reposa en discordancia sobre las rocas sedimentarias del Devónico. Entre la Serranía de Palacios y el anticlinal de Chispani el Beu yace a rocas permo-carboníferas. Entre la Serranía de Palacios y el sinclinal de Inicua, el PemoCarbonífero aumenta progresivamente de espesor hacia el SW, mientras que en la parte subandina interna, los depósitos neógenos fueron intensamente deformados. En la interpretación estructural, el nivel de despegue regional esta siempre localizado en la interface Ordovícico – Basamento. En la zona subandina interna, un segundo nivel de despegue aparece localizado a la base del Permo-Carbonífero. En comparación con la sección de Lliquimuni, el estilo de la deformación no varía, pero el acortamiento horizontal es más importante (60.5%, o 121 Km). El sinclinal interno se presenta menos desarrollado – probablemente erosionado – y seccionado por una escama suplementaria (estructura Inicua). La deformación queda ligada a la acomodación del acortamiento de un duplex profundo emplazado en rocas ordovícicas y devónicas (anexo 11).

Fig. 3.25. Sección estructural a través de los dominios interno y externo de la Cuenca del Beni – Río Manique

Recapitulación – La Cuenca Madre de Dios – Beni, presenta un dispositivo controlado por una tectónica de corrimiento de cobertura, por consiguiente muy diferente a las cuencas subandinas más septentrionales. Esta cuenca comprende una zona subandina muy deformada ( wedge-top zone, Cap. 5) y un antepaís poco deformado ( foredeep zone). La zona subandina esta constituida por dos zonas, una interna y otra externa, presentando ambas dispositivos estructurales diferentes. o

Zona subandina interna. Esta zona, limitada al Oeste por la Zona Interandina o la Cordillera Oriental, se presenta intensamente deformada. Esta se estructura en profundidad por el emplazamiento de duplex, los que se desarrollan en las potentes series paleozoicas. En superficie, la acomodación (o transferencia) del acortamiento de tales duplex es compleja y evoluciona lateralmente. Este acortamiento se manifiesta por el desarrollo de pro- y retro-corrimientos directamente en el contacto

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del techo del duplex, y aveces por un pro-corrimiento que se propaga remotamente en el antepaís y constituye entonces el frente subandino. Cuando los procorrimientos son de amplitud regional, en la parte dorsal de estos se desarrolla o emplaza una cuenca transportada que sigue el modelo propuesto por Baby et al . (1995 b). o

Zona subandina externa . Esta zona esta caracterizada también por un sinclinal de sedimentos neógenos de amplitud regional, menos deformado y menos complejo, pero que evoluciona lateralmente. En el caso más simple, como en Madre de Dios, este sinclinal externo es relativamente simple y resulta de la acomodación del acortamiento de un duplex de la zona interna. En la Cuenca del Beni, este sinclinal es más complejo, y su borde nor-oriental, formado por los corrimientos frontales subandinos, es independiente del duplex interno. Estos corrimientos frontales presentan acortamientos importantes, y se amortiguan siguiendo un dispositivo en echelón bajo la forma de rampas o pliegues de rampa en los sedimentos del antepaís s.s. ( foredeep zone). En algunos casos, estos corrimientos se amortiguan rápidamente bajo la forma de rampas laterales. Esta evolución lateral discontinua es generada por problemas paleogeográficos complejos.

3.5.3. CRONOLOGIA DE LA DEFORMACION La cronología de la deformación de la zona subandina de Madre de Dios y del Beni presenta una similitud en todo el conjunto, con una propagación en foreward sequence del sistema de corrimientos y el desarrollo relativamente reciente de un sinclinal externo y de sus corrimientos. El sinclinal interno, cuando existe, alberga a series sedimentarias neógenas estrato- y grano-crecientes, que evolucionan de facies distales (a la base) a facies proximales (hacia el techo), presentando variaciones de espesor y discordancias progresivas ( foredeep a wedge-top depozone según DeCelles & Giles, 1996, ver Cap. 5) Efectivamente, las columnas estratigráficas levantadas en el sinclinal externo de Punquiri (Cuenca Madre de Dios: anexo 12) y en el sinclinal interno de la Cuenca del Alto Beni (anexo 13), muestran un paso progresivo de facies Quendeque (llanura de inundación) a facies Charqui (conglomerados sintectónicos, barras de canal), registrando un control tectónico de la sedimentación debido a la propagación de los corrimientos hacia el Este. En la Cuenca del Beni, la facies Charqui registró la estructuración del sinclinal interno, mientras que el sinclinal externo (sección de Yucumo, anexo 14) no presenta la facies sin-tectónica (solo la facies Quendeque), lo que indica que este ultimo se estructuró muy recientemente. Geométricamente, la sísmica muestra en el sinclinal interno la presencia de discordancias progresivas y 5000 m de sedimentos que se depositaron – al menos para la facies Charqui – dentro de un dispositivo de cuenca transportada que describimos anteriormente. El desarrollo de este tipo de cuenca fue modelizado analógicamente con éxito (Baby et al ., 1995 b). La deformación tardía del anticlinal de Lliquimuni, que acomoda una parte del acortamiento del duplex, que forma la base de la cuenca, muestra que éste ultimo continúa propagándose tardíamente hacia el Este (reactivación out of sequence). En el sinclinal externo, la sísmica no muestra variaciones importantes de espesor en el relleno sedimentario neógeno que atestigüen un control tectónico importante. Los mismos índices cronológicos aparecen en la zona subandina de la Cuenca Madre Dios. En el flanco sur de los sinclinales externos, los sedimentos neógenos están en posición sub-vertical y no parecen haber registrado una deformación sin-sedimentaria, lo cual está confirmado por la información sísmica que no muestra variaciones de espesor en estas series sedimentarias. Entre las secciones estructurales de Pongo de Coñeq y Río Inambari, lateralmente una parte de los horses de los duplex de la zona interna parecen erosionados y sellados por depósitos neógenos no deformados. Aveces, se observa una reactivación out of sequence de algunos de estos horses que deformaron sedimentos cuaternarios que sellan el sinclinal de Patria (sección estructural de Pongo de Coñeq). Como en la Cuenca del Beni, parece que se tiene una estructuración relativamente precoz de los

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duplex, con una reactivación reciente que varía lateralmente en intensidad a manera de zonas de transferencia.

3.6. CONCLUSIONES Entre 0º y 16ºS, la deformación de las cuencas subandinas evoluciona progresivamente de norte a sur. Entre 0º y 3ºS, la Cuenca Oriente del Ecuador, es deformada y estructurada esencialmente por una tectónica de basamento, que resulta de la inversión tectónica en transpresión dextral del sistema de rifts triásicos y jurásicos orientados NNE-SSW. Estas inversiones se iniciaron desde el Cretácico terminal y se reactivaron al Eoceno Inferior, al Mio-Plioceno y al Cuaternario (Rivadeneira & Baby, 1999; Baby et al ., 1999). El emplazamiento y levantamiento de la zona subandina s.s ecuatoriana. datan del Mio-Plioceno y Cuaternario, y continúa en la actualidad. Esta deformación transpresiva dextral, originada por la inversión de rifts triásicos y jurásicos, se extiende hacia las cuencas Santiago y Marañón (entre 3ºS y 5ºS). En la Cuenca Santiago, esta tectónica de inversión es interferida por un diapirismo originado por las evaporítas depositadas en el rift más occidental. Estas evaporítas, constituyen un buen nivel de despegue en el limite oriental de la cuenca (cordilleras de Shaime y Campanquiz) y son responsables de importantes retro-corrimientos pasivos. Al Sur de la Deflexión de Huancabamba, en la Cuenca Huallaga (entre 5ºS y 8ºS), estos niveles evaporíticos siguen constituyendo un excelente nivel de despegue y son responsables de importantes sistemas de corrimientos con vergencia al Este y orientados NNW-SSE. Estos corrimientos se presentan deformados en profundidad por inversiones tectónicas probablemente transpresivas, que se hacen sentir aún en estas latitudes de las cuencas subandinas. La interferencia de estos tipos de tectónica (cobertura y basamento) continúa al Sur, donde originan la estructuración compleja de la Cuenca Ucayali y del subsuelo de la Cuenca Pachitea. Es solo a partir de 12ºS, que los efectos de la tectónica de inversión de los rifts triásicos y jurásicos no se hacen sentir mas en las cuencas subandinas. Efectivamente, en la Cuenca Madre de Dios – Beni, la zona subandina es estructurada por grandes sistemas de corrimientos clásicos, emplazados en las series sedimentarias de la plataforma paleozoica. Ellos, dan origen a importantes acortamientos (50% en promedio) y del desarrollo de un sistema de cuenca de antepaís, comparable al modelo propuesto por DeCelles & Giles (1996), que no son más antiguas que el Mioceno Superior. Esta evolución norte-sur de la deformación controlada por la paleogeografía compleja, tratará de ser analizada y reconstituida en el siguiente capitulo.

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CAPITULO 4: RECONSTRUCCIONES PALEOGEOGRAFICAS Y ROL DE LAS PALEOESTRUCTURAS EN LA DEFORMACION SUBANDINA 4.1. GENERALIDADES

Las reconstrucciones paleogeográficas fueron establecidas a partir del balanceo y de la restauración de las secciones estructurales de la zona subandina presentadas en el Cap. 4. En efecto, la restauración de estas secciones estructurales permiten visualizar la geometría y la superficie de las cuencas antes de la deformación subandina. Los mapas paleogeográficos propuestas hasta ahora, no tomaban en cuenta los acortamientos horizontales de la zona subandina (que pueden alcanzar valores de mas de 50%), y fueron elaboradas en razón de las geometrías y superficies actuales muy lejos de la realidad La tasa de acortamiento calculado para cada una de las secciones restauradas permiten conocer de manera más exacta la amplitud inicial de la zona subandina, y en consecuencia, la reubicación hacia el Oeste de su limite occidental, así como los dominios tectono-sedimentarios de la Cordillera Oriental. Las tasas de acortamiento horizontal tomadas en cuenta para la Cordillera Oriental son aquellas disponibles y documentadas (Schmitz 1994; Baby et al ., 1997 b; Rochat et al ., 1999). Para los lugares en los cuales no se han realizado estos cálculos de acortamiento, se ha considerado que las tasas de acortamiento son al menos idénticas a las calculadas en la zona subandina, ya que de manera general la intensidad de la deformación tiende a aumentar hacia el Oeste. Los mapas restaurados (palinspásticos), han sido entonces generados utilizando los valores mínimos de acortamiento (fig. 4.1). Para las zonas que comprenden el Altiplano, la Cordillera Occidental y la Cordillera de la Costa, los valores de acortamiento horizontal son mínimos a escala de los andes, en consecuencia no fueron tomados en cuenta. En la parte norte, alrededor de 4ºS, los valores de acortamiento calculados para la zona subandina (Cuenca Santiago) son del orden del 12%. Entre 7ºS y 8ºS, en la Cuenca Huallaga, este acortamiento alcanza un 26% y aumenta hasta 52% y 56% entre (10ºS y 13ºS), llegando a alcanzar 61% (a 14ºS). Mas al Sur, las tasas de acortamiento decrecen hasta un 57% - 51% (entre 15ºS y 16ºS) con la tendencia a aumentar hasta 60% (entre 16ºS). El despliegue horizontal de la zona subandina fue efectuado perpendicularmente a las estructuras, las que presentan una rotación anti-horaria entre 12ºS y 14ºS, y horaria entre 14ºS y 16ºS. Este despliegue pone en evidencia importantes zonas de transferencia de acortamiento, las que se manifiesta sobretodo en la Cordillera Oriental por desplazamientos laterales (deformación transpresiva) difíciles de estimar por falta de información. Al Norte, en las cuencas subandinas situadas entre 5ºS y 0º, los desplazamientos laterales originados por la estructuración transpresiva son difíciles de estimar y en consecuencia no fueron tomados en cuenta.

4.2. PALEOGEOGRAFIA DEL ORDOVICICO SILURICO

En la zona subandina, las series sedimentarias ordovícicas son conocidas solamente en algunos pozos en la parte meridional de la Cuenca Marañón y en el sector norte de la Cuenca Ucayali, mientras que en afloramientos están presentes al limite de la zona subandina con la zona interandina de la Cuenca Madre de Dios – Beni, y al frente de los corrimientos subandinos de la Cuenca del Beni. Hacia el Oeste, estas series afloran sobre gran parte del Altiplano y de la Cordillera Oriental, donde se encuentran intensamente deformadas (Dalmayrac et al ., 1980; Benavides 1991; Gohrbandt 1992; entre otros). La reconstitución paleogeográfica (fig. 4.2) muestra que entre 10ºS y 16ºS, el depocentro de esta cuenca se situaba a nivel de la Cordillera Oriental y del Altiplano actual (Dalmayrac et al ., 1980; Benavides, 1991). A nivel de la margen occidental, en el contacto con el macizo pre-cambriano de Arequipa (Cobbing & Pitcher, 1972; Cobbing et al ., 1997; Dalmayrac et al ., 1977), corresponde a una zona metamórfica en la que se pueden encontrar facies detríticas aparentemente proximales (zona de Torán: Paredes, 1964; Gómez, 1964). El origen de estas series sedimentarias ordovícicas son tema de investigación en el Macizo de Arequipa y en su extremo oriental.

CAPITULO 4: Reconstrucción paleogeográfica y rol de las paleoestructuras en la deformación subandina

Fig. 4.1. Mapa paleogeográfico, mostrando las unidades morfo-estructurales desplegadas

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Los espesores más importantes de la cuenca ordoviciana son reportados al Sur de 12ºS, y tienden a disminuir hacia el Este, y al Norte en dirección de la Cuenca Marañón. Hacia el Este, estas series sedimentarias se biselan a nivel de los arcos de Moa Divisor, Fitzcarrald, Manu y Madidi. En consecuencia, la geometría de la cuenca parece haber estado controlada por el emplazamiento de estos arcos, que aparentemente funcionaron durante la sedimentación, demostrada por la ausencia de depósitos del Ordovícico Medio al SE del Arco de Madidi (zona subandina de la Cuenca del Beni). De otra parte, la interpretación geométrica (anexos 6 al 11) muestra que la cuenca ordoviciana fue afectada por fallas normales que controlaron el hundimiento de la cuenca hacia el Oeste. Estas fallas normales fueron invertidas durante la orogenia andina y probablemente originaron los duplex que se encuentran actualmente en la margen occidental de la zona subandina. En efecto, la interpretación propuesta muestra que cada escama (o horse) de los duplex presentan un aumento de espesor hacia las zonas mas internas. Es entonces la margen oriental de la cuenca ordoviciana que parece haber controlado la estructuración de la zona de transición entre la Cordillera Oriental y la zona subandina. De otra parte, si bien es cierto que la cuenca siluriana es mas reducida, ésta presenta una geometría comparable a la de la cuenca ordoviciana. El paso Ordovícico – Silúrico, en esta región, es marcado por la ausencia de depósitos ashgilianos y por una ligera discordancia regional (Dalmayrac et al ., 1980). Las series sedimentarias silurianas son esencialmente marinas y comienzan por un nivel glaciomarino, que en Bolivia, esta circunscrito a la Cordillera Oriental y al Altiplano, mientras que hacia el Norte, éste llego hasta la zona subandina del Perú Central. El Silúrico se extiende hacia el Norte hasta los 11º de latitud S (fig. 4.2) y presenta un espesor promedio de 200 m (nivel glacio-marino).

4.3. PALEOGEOGRAFIA DEL DEVONICO

Entre 0º y 16ºS, en la zona subandina, las unidades sedimentarias devonianas fueron reportadas en pozo en la parte SW de la Cuenca Marañón, en el borde oriental de la Cuenca Ucay ali y en la mayoría de los pozos de la Cuenca Madre de Dios – Beni. La reconstrucción paleogeográfica (fig. 4.3) muestra que, entre 8º y 12º de latitud sur, los depósitos devonianos se biselan hacia el Este en dirección de los arcos Moa Divisor, Fitzcarrald y Manu, mientras que más hacia el Norte, a nivel de la parte meridional de la Cuenca Marañón, estos se extienden hasta la Dorsal de Carahuari (Baldis, 1992). En la Cuenca Madre de Dios, las series sedimentarias del Devónico Inferior (Formación Ananea) se biselan sobre el Arco de Madidi, para desaparecer hacia el Sur de éste, en la zona subandina del norte de Bolivia. En los dominios de la Cordillera Occidental, entre 12ºS y 15ºS, las series sedimentarias del Devónico Superior están ausentes (Dalmayrac et al ., 1980; Benavides, 1991), sea por efectos de una erosión, sea por no depositación. Mas al Norte, en la Cuenca Ucayali, aparentemente todo el Devónico esta ausente. Esta laguna (Velarde et al., 1978) es acompañada, aparentemente, con un cambio de orientación del Arco de Contaya, lo que parece indicar que un sistema de arcos en echelón visibles actualmente en el antepaís andino, jugaron un rol importante en la sedimentación devoniana. Al Sur de 11ºS, los depósitos de la zona subandina son considerablemente potentes (Laubacher, 1974; Dalmayrac et al ., 1980; Benavides, 1991; Aceñolaza 1992), y dan origen a los niveles de despegue regionales de los sistemas de corrimientos neógenos. Repartición e interpretación de facies . En los dominios que corresponden actualmente al Altiplano, el Devónico Inferior presenta facies de areniscas gruesas a conglomeráticas, que verticalmente evolucionan a argilitas y areniscas finas (Dalmayrac et al ., 1980; Benavides 1991). Este conjunto es seguido por cuarcitas blancas sobreyacidas por un importante nivel de argilitas con concreciones dolomíticas. Mas hacia el Oeste, en la región de Tarma, los depósitos devonianos debutan por 1000 m de conglomerados y areniscas que son cubiertos por alternancias de areniscas y argilitas ( flysh), donde la asociación de faunas (malvino – cafres) indican una edad devoniana inferior-medio (Paredes, 1972). Esta serie sedimentaria finaliza con 500 m de conglomerados y areniscas con raras intercalaciones calcáreas, que yacen en discordancia al flysh y que son recubiertas igualmente en discordancia por el Pensilvaniano (Dalmayrac et al ., 1980). En la región de los Amotapes (entre 4ºS y 6ºS), el Devónico esta representado por 1300 m de areniscas y argilitas con braquiópodos, lamelibranquios y briozoarios (in Dalmayrac et al ., 1980) que sugieren un ambiente de mar cálido.

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Fig. 4.2. Mapa paleogeográfico del Ordovícico incluyendo la extensión geográfica del Silúrico

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Fig. 4.3. Mapa paleogeográfico del Devónico

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En Torán, (al Este del Macizo de Arequipa), los depósitos devonianos corresponden a 200 m de areniscas gruesas microconglomeráticas con una asociación de faunas malvino – cafres, similares a las faunas del Altiplano (Dalmayrac et al ., 1980). A nivel del Macizo de Arequipa, (Cocachacra), una serie poco espesa (100 m) de conglomerados, areniscas y tufitas aportó faunas de afinidad norteamericana (in Dalmayrac et al ., 1980). Se puede deducir numerosas conclusiones a partir de esta repartición de facies. Al curso del Devónico Superior y Carbonífero Inferior, una cuenca de antepaís se estableció sobre una gran parte de la margen occidental de los Andes Centrales (Isaacson & Díaz Martínez, 1995; Isaacson et al ., 1995; Díaz Martínez, 1999) en respuesta a la actividad tectónica y magmática situada a nivel de la margen activa de Gondwana (Sempere 1989, 1995). En consecuencia, la evolución de facies cada ves más proximales hacia el Oeste puede ser interpretada en términos de sistema de antepaís según DeCelles & Giles (1996). Del Oeste hacia el Este, parece que las series sedimentarias del Altiplano y de la Cordillera Occidental corresponden a la zona de depósito de wedge-top, mientras que las series de la Cordillera Oriental estarían asociadas a la zona de foredeep. Al Este, las facies arenosas en el contacto con el escudo brasileño sugieren que este último jugó un papel como zona de aportes en ciertos periodos del Devónico (Dalmayrac et al ., 1980), entonces, se puede atribuir también a estos depósitos a una zona de back-bulge. Contrariamente, los depósitos situados sobre el Macizo de Arequipa y en los Amotapes (Dalmayrac et al ., 1980), que albergan una fauna de afinidad norteamericana, parecen corresponder a otro dominio paleogeográfico. Este dominio paleogeográfico occidental de mar cálido debió haber estado separado, por un frente tectónico, del dominio oriental de mar frío (faunas malvino – cafres) estructurado en un sistema de antepaís.

4.4. PALEOGEOGRAFIA DEL MISSISSIPIANO

A finales del Devónico e inicios del Carbonífero, la tectónica eoherciniana (Mégard et al ., 1971; Bard et al ., 1974; Dalmayrac et al ., 1980) originó las principales deformaciones observables en las unidades litológicas del Paleozoico Inferior de la Cordillera y Altiplano. A nivel de la zona subandina, estas deformaciones desaparecen y la fase eoherciniana se manifestó por una débil discordancia angular a la base de los depósitos mississipianos, que va desapareciendo progresivamente hacia el Este (Benavides, 1991). La reconstitución paleogeográfica (fig. 4.4) del Mississipiano muestra que también esta serie sedimentaria se bisela en dirección de los arcos subandinos. A nivel de la Cuenca Marañón, el Mississipiano esta ausente al Este de 74ºW. Repartición e interpretación de facies. Aparentemente, los depósitos mississipianos, que tradicionalmente eran atribuidas a molasas “post-tectónicas” de la fase eoherciniana, corresponderían sobre todo a depósitos sin-tectónicos que registraron un cambio paleogeográfico muy importante y se manifestaron por una variación lateral de facies. En efecto, las series sedimentarias alcanzadas por los pozos en la extremidad SE de la Cuenca Marañón, corresponden a depósitos marinos propios (Velarde et al ., 1978), entre tanto que a nivel de la zona subandina de la cuencas Ucayali y Madre de Dios, estos depósitos presentan facies infratidales a deltáicas. En la zona de la Cuenca del Beni, estas series sedimentarias son silicoclásticas y de plataforma marina a la base (Oller 1986). Este conjunto sedimentario tiende a biselarse hacia el NE en dirección del Arco de Madidi y desaparecen a nivel de la zona interandina de las cuenca Madre de Dios (Alto de Quincemil: Benavides, 1991; Mégard et al ., 1971; Dalmayrac et al ., 1980) y Beni (Oller, 1986; Kley & Reinhardt, 1994; Sempere, 1995; Díaz-Martínez, 1996) En los dominios de la Cordillera Oriental (entre 9ºS y 16ºS), los depósitos mississipianos presentan facies variadas (Mégard et al ., 1971). Ellos comienzan por 600 de areniscas y argilitas que incluyen niveles carbonáceos y de plantas, seguidos por una secuencia fosilífera constituida por 500 m de grauwacas y argilitas. Esta secuencia termina con una serie continental de 500 m de areniscas y argilitas con plantas y algunas intercalaciones de tufos volcánicos (Dalmayrac, 1970).

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Fig. 4.4. Mapa paleogeográfico del Mississipiano

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En las zonas que corresponden al dominio del Altiplano y de la Cordillera Occidental, las unidades litológicas mississipianas, se caracterizan por presentar depósitos netamente continentales (Mendivil & Castillo, 1960; Paredes, 1964; Audebaud et al ., 1976; Laubacher 1977) o facies litorales de cuenca mixta (Dalmayrac, et al ., 1980; Benavides, 1991). Estas series continentales están constituidas de un material terrígeno, mal clasificado, formado de conglomerados, arcosas, areniscas conglomeráticas y algunos niveles carbonosos. En consecuencia, parece que los dominios de la Cordillera Occidental, al Oeste de Tarma y al Sur de Puno, correspondían a las zonas de aportes de la cuenca mississipiana. Esta evolución lateral de facies continentales a facies marinas y mixtas hacia el Este, puede ser interpretada debido a la instauración de un reajuste isostático posterior al funcionamiento de la cuenca de antepaís devoniana. La migración de facies continentales (gruesas) hacia el Oeste puede ser explicada por este reajuste isostático, el cual estaría asociado al emplazamiento de un arco volcánico, como lo demuestra el vulcanismo ácido descrito en el centro del Perú (Newell et al ., 1953; Mégard, 1973) y los depósitos que atestiguan un arco volcánico marginal entre 6ºS y 17ºS (Dalmayrac et al ., 1980; Díaz-Martínez, 1995; Díaz 1999). Sin embargo, la naturaleza de este reajuste isostático, que es acompañado de una disminución gradual de la intensidad de la fase tectónica eoherciniana, es aún un problema para investigar.

4.5. PALEOGEOGRAFIA DEL PENSILVANIANO

El mapa paleogeográfico propuesto para el Pensilvaniano (fig. 4.5), ilustra la edificación de una plataforma carbonatada. La amplitud de esta plataforma esta documentada al Norte hasta la Cuenca Oriente (Tschopp, 1945; Rivadeneira & Baby, 1999) y al Oeste, hasta la dorsal de Carahuari (Baldis, 1992; Gohrbandt, 1992). En la zona subandina y el antepaís, entre 0º y 14ºS, los sedimentos pensilvanianos se depositaron esencialmente en un ambiente de plataforma mixta carbonatada, mientras que al Sur de 14ºS, ellos corresponden a depósitos de tillitas de ambiente marino (Oller, 1986). Estas unidades sedimentarias se biselan sobre los arcos de Moa Divisor, Fitzcarrald, Manu y Madidi. Entre 6ºS Y 12ºS, el Pensilvaniano esta ausente en la zona central del Shira y en el sector comprendido entre los pozos Pisqui y Coninca (Velarde et al ., 1978). Entonces, estos relieves continuaron a emerger en esta época. En los dominios correspondientes a los Amotapes (Thomas, 1928; Newell et al ., 1953) y a la Cordillera Oriental, entre 12º y 16º de latitud sur, el Pensilvaniano estaba caracterizado por depósitos continentales y litorales (Mégard, 1973; Laubacher, 1977; Dalmayrac et al ., 1980). Mas hacia el Oeste (10ºS y 14ºS), estas series sedimentarias estaban representadas por areniscas verdes de origen volcánico (Martin & Paredes, 1977; Dalmayrac et al ., 1980). Estas mismas facies son reportadas en la base del Pensilvaniano de la zona subandina (Valdivia, 1974; Martin & Paredes, 1977; Benavides, 1991). Parece entonces, que a nivel del dominio de la Cordillera Occidental (entre 6ºS y 15ºS), un arco volcánico se emplazó durante la sedimentación pensilvaniana. Estas facies volcánicas fueron descritas también en los dominios del Altiplano y de la Cordillera Occidental (Laubacher, 1977; Dalmayrac et al ., 1980) al Sur de 16ºS, constituyendo estos sectores zonas de aportes detríticos. El mar pensilvaniano arribó desde el Norte y el Oeste (Dalmayrac et al ., 1980). A nivel de 14ºS, este mar incursionó en el actual dominio subandino de la Cuenca Madre de Dios pasando entre los arcos de Madidi y Manu.

4.6. PALEOGEOGRAFIA DEL PERMICO INFERIOR

Al Pérmico Inferior, una plataforma mixta carbonatada (Gr. Copacabana / Macuma) invadió todo el dominio actual del subandino, toda la Cordillera Oriental y una gran parte del Altiplano (fig. 4.6). Así como las anteriores series paleozoicas, esta plataforma se bisela sobre los arcos subandinos, sin embargo se encuentra ausente sobre una gran parte de la zona subandina del Beni.

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Fig. 4.5. Mapa paleogeográfico del Pensilvaniano

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Fig. 4.6. Mapa paleogeográfico del Pérmico Inferior y Superior, mostrando la extención geográfica de la Formación Ene.

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A nivel de la Cuenca Oriente, estos depósitos son conocidos en afloramientos en la Cordillera de Cutucú (Dozy & Bagelaar, 1941; Tschopp, 1953) y fueron reportados en algunos pozos exploratorios. En la Cuenca Marañón, estos depósitos fueron reportados en la parte norte y sur-este de la cuenca (Velarde et al ., 1978). En las cuencas Ucayali, Madre de Dios y Beni, las calizas permianas fueron reportadas en la mayoría de pozos. Sobre la margen oriental de la cuenca Copacabana, las series sedimentarias presentan facies marinas detríticas, con zonas de aportes situadas esencialmente al Este (Newell et al ., 1953; Dalmayrac et al ., 1980; Isaacson et al ., 1993). Entre 6ºS y 15ºS, los dominios que corresponden actualmente a la Cordillera Occidental, formaban aparentemente una zona emergida (Dalmayrac et al ., 1980; Benavides, 1991). La continuidad de este relieve aparece al Sur de Puno, donde aparenta estar desplazado por probables paleofallas sinestrales de orientación WNW-ESE, a nivel de las cuencas Ucayali y Huallaga (entre 6ºS y 8ºS), otro paleorelieve aparece con una orientación NW-SE. Parece entonces, de acuerdo al mapa, que el desarrollo de la cuenca del Pérmico Inferior estuvo controlada en parte por paleoestructuras con una orientación WNW-ESE a NW-SE. Sobre la plataforma carbonatada del Pérmico Inferior, una serie sedimentaria detrítica (areniscas y argilitas) fue emplazada sobre al borde oriental de la cuenca. Estos depósitos (Formación Ene) presentan a la base un importante nivel de argilitas de distribución regional, que durante el desarrollo de la deformación subandina constituyó un importante nivel de despegue (Gil, 1997; Gil et al ., 1999ª, 1999 b; Gil et al ., 2001), y una buena roca madre (cuencas Pachitea y Ene). Las facies sedimentarias se hacen mas gruesas hacia el Este y parecen indicar una zona de aportes situada sobre el cratón brasileño. Los depósitos de la Formación Ene parecen estar confinados a las regiones comprendidas entre el escudo brasileño y las zonas emergidas de los dominios mas occidentales.

4.7. PALEOGEOGRAFIA DEL PERMO-TRIASICO AL JURASICO INFERIOR

Al Permo-Triásico, un nuevo cambio paleogeográfico se instaura y es asimilada a la fase tectónica terdiherciniana del Pérmico Medio que fue evidenciada al Sur del Perú por Audebaud & Laubacher (1969), donde esta fase es sellada por molasas “post-tectónicas” del Pérmico Superior, que cubren en discordancia las series plegadas paleozoicas. En el Perú Central, este plegamiento no existe, y simplemente se observan indicadores de movimientos epirogénicos y un overlap generalizado del Pérmico Superior sobre las unidades litológicas mas ancianas (Dalmayrac et al ., 1980). Este último dispositivo estructural (“tardiherciniano”) fue reconocido en toda la región estudiada. Al mapa paleogeográfico (fig. 4.7) muestra el emplazamiento de un rift al Pérmico Superior, el cual se situó en los dominios de la Cordillera Oriental (Noble et al., 1978; Kontak et al ., 1985; Rosas & Fomboté, 1995; Romeuf et al ., 1997; Sempere et al ., 1998). El emplazamiento de este rift solo alcanzó muy parcialmente a la zona subandina norte. En efecto, estos depósitos volcánicos y sedimentarios están conocidos, en afloramiento, únicamente al Oeste de la margen occidental de la Cuenca Santiago, sin embargo su presencia en el subsuelo de la zona subandina es probable. Al sur de 11ºS los efectos de este rift fueron completamente nulos sobre los dominios subandinos. Hacia el Sur, estas unidades litológicas están documentadas en los dominios de la Cordillera Oriental de Bolivia (Sempere et al ., 1998; Sempere et al ., 1999). Aparentemente, los depósitos volcano-sedimentarios tuvieron una distribución máxima en el Perú Central. La orientación del eje del rift entre 4ºS y 6ºS es NNE-SSW, pero, cambia a NNW-SSE entre 6º y 15º de latitud sur. Alrededor de 16ºS, este rift toma una orientación E-W, para virar NW-SE hasta 18ºS. La extensión pérmica continuó hasta el Triásico y Jurásico con el emplazamiento de una plataforma carbonatada que correspondió a la colmatación del rift (Barragán, 1999; Christophoul, 1999). Estos depósitos carbonatados de edad triásico superior – jurásico inferior son conocidos desde la Cuenca Oriente hasta 14º de latitud sur. Estas series sedimentarias marinas sin-extensión estuvieron asociadas a un vulcanismo toleítico (Mégard, 1978; Noble et al ., 1978; Kontak et al ., 1985; Rosas et al ., 1997; Romeuf et al ., 1997).

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Fig. 4.7. Mapa paleogeográfico del Pérmico – Triásico y Jurásico Inferior

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En la Cuenca Oriente, este rift presenta una orientación NNE-SSW, y a partir de 2ºS toma una orientación NW-SE y ocupó la porción occidental de la Cuenca Marañón. Al Oeste, estos depósitos son volcano-sedimentarios mientras que en las cuencas Oriente, Santiago y Huallaga ellos son marinos. En las cuencas Marañón y Pachitea estas series sedimentarias presentan facies mas someras. A nivel de la Cuenca Huallaga y Pachitea, las estructuras del rift son N-S, y mas al Sur, ellas penetran oblicuamente en la Cordillera Oriental y parte del Altiplano (entre 4ºS y 14ºS). Entre 10ºS y 18ºS, a nivel del Altiplano, y de la Cordillera Occidental actual, la sedimentación continuó entre el Sinemuriano y Bajociano con depósitos marinos y volcano-clásticos (Vargas, 1970; Jaillard et al ., 1990), siguiendo una orientación NW-SE. Los depósitos marinos triásico – jurásicos – Pucará/Santiago – (Mégard, 1978; Pardo & Sanz, 1979; Loughman & Hallam, 1982; Prinz, 1985; Rivadeneira & Sánchez, 1989; Rosas et al ., 1997) se desarrollaron esencialmente al Este del probable eje del rift permiano, entre tanto que las unidades sedimentarias sinemurianas y bajocianas (Vargas, 1970; Gröschke et al ., 1988; Vicente et al ., 1982; 1988; Jaillard et al ., 1990; Suárez & Dalenz, 1993; Ardill et al ., 1998)se instauraron al Oeste de este eje. Entre 11ºS y 18ºS, la reconstrucción paleogeográfica muestra que el rift permo-triásico no alcanzó el dominio subandino actual.

4.8. PALEOGEOGRAFIA DEL JURASICO SUPERIOR

Al Jurásico Medio y Superior, el inicio de la subducción andina (Aspden et al ., 1987; Jaillard et al ., 1990, 1995) provocó un cambio geodinámico muy importante, que se tradujo por el paso de una sedimentación marina a continental –acompañado de una fuerte superficie de erosión– y el emplazamiento de un vulcanismo andesítico conocido en Ecuador y norte del Perú (Kummel, 1948; Mégard, 1978; Romeuf et al ., 1997). La reconstrucción paleogeográfica (fig. 4.8) muestra que la sedimentación detrítica asociada a esta cuenca se sobrepone a la cuenca permo-triásica. Al Norte, en las cuencas Oriente y Marañón, estas series sedimentarias (continentales y volcano-clásticas) se expandieron mas al Este que los depósitos triásicos (Gil, 1995; Rivadeneira & Baby, 1999; Díaz, 2000). Hacia el Oeste los depósitos corresponden a sedimentos fluviales mas dístales (Tschopp, 1953; Mégard, 1978; Moulin, 1989) y se pueden extender sobre la margen occidental del dominio subandino, y probablemente sobre el sector oeste de la Cordillera Oriental, entre 10º y 18º de latitud sur (Carlotto, 1998, Sempere et al ., 1998, 1999). Entre 6ºS y 12ºS, los depósitos jurásicos atraviesan oblicuamente los dominios de las cordilleras Oriental y Occidental, pero al Sur de 12ºS, retoman orientaciones andinas. Hacia el Oeste, estas series sedimentarias presentan facies cada ves mas dístales, y evolucionan lateralmente a facies deltáicas y marinas (Mégard, 1978; Westermann et al ., 1980; Loughman & Hallam, 1982; Vicente et al ., 1982; Prinz, 1985; Rüegg, 1961; Chávez, 1982; Batty & Jaillard, 1989) En el dominio subandino de la Cuenca del Beni, una importante serie sedimentaria eólica (Formación Beu) selló el Arco de Madidi, el que fue erosionado y no constituyo mas un elemento morfoestructural importante. Esta serie eólica se desarrolló al Sur sobre el conjunto de Bolivia y sur del Perú (Carlotto, 1998; Sempere 1998). Un arco volcánico de orientación NNE-SSW, situado al Oeste de las cuencas Oriente y Santiago (Mourier 1988; Jaillard et al ., 2000), desaparece mas al Sur donde es reemplazado por una cuenca de fore-arc que se emplazó en los dominios de la Cordillera occidental. Al Sur de 14ºS, este arco volcánico jurásico vuelve a aparecer (Hammerschmidt et al ., 1992; Mpodozis & Ramos, 1989; Scheuber et al ., 1994; Charrier & Muñoz, 1994).

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Fig. 4.8. Mapa paleogeográfico del Jurásico Superior

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4.9. PALEOGEOGRAFIA AL CRETACICO INFERIOR

La paleogeografía del Cretácico inferior (fig. 4.9) es comparable a la cuenca jurásica, sin embargo, la cuenca cretácica se extendió mas al Este en los sectores que corresponden a las cuencas Marañón y Ucayali (parte norte). Contrariamente, a nivel de la Cuenca Madre de Dios – Beni, y sur de la Cuenca Ucayali, los depósitos del Cretácico Inferior no existen en el dominio subandino (Cap. 2). Hacia el Oeste y SW, las facies son cada ves mas dístales, y estos depósitos entran también oblicuamente en los dominios andinos. Entre 0º y 8º de latitud sur, la sedimentación fue en gran parte controlada por la acreción de terranes oceánicos orientados NNE-SSW, que afectó el oeste de la cuenca cretácica (Jaillard et al ., 2000). En las cuencas Oriente y Marañón, y en el centro y sur-este del Perú la sedimentación fue aun controlada por una ligera extensión (Audebaud, 1971; Moulin, 1989; Jaillard, 1987, 1994; Christophoul, 1999), no obstante, el principal control fue las variaciones eustáticas del mar (Moulin, 1989, Barragán, 1999) El mapa paleogeográfico muestra también la amplitud de la transgresión del Cretácico Medio. Esta transgresión diacrónica (en el back-arc) avanzó hacia el Este (Wilson, 1963; Benavides, 1956; Rivera et al ., 1975; Tarazona, 1985; Soler, 1989; Villagómez et al ., 1996; Robert et al ., 1998) y continuó hasta la Cuenca Ucayali, pero no llegó a la Cuenca Madre de Dios – Beni, ni al Sur de la Cuenca Ucayali (Oller, 1986; Gil et al ., 1999a; Le Vot & Froute, 1999). Al Cretácico Superior, las series sedimentarias alcanzaron extensas áreas, cubriendo las cuencas subandinas, que no fueron alcanzadas por el Cretácico Inferior y Medio, como la Cuenca Madre de Dios (Müller, 1982; Gutiérrez, 1982; Aliaga, 1985; Gil et al ., 1999a), sin embargo no llegaron a la porción meridional del dominio subandino de la Cuenca del Beni.

4.10. PALEOGRAFIA DEL PALEOGENO

Al Paleógeno, los primeros relieves originados por la orogenia andina se manifiestan (fig. 4.10), y la erosión de éstos alimento en sedimentos el sistema de antepaís subandino donde se manifestaron los primeros depósitos continentales. El registro sedimentario de este sistema de antepaís será el tema del Cap. 5. En los dominios mas occidentales, entre 0º y 8ºS se instalaron, a esta época, cuencas marinas de tipo fore-arc. El mapa paleogeográfico ilustra los limites de la transgresión marina del Eoceno – Oligoceno, que se extendió hasta 12º de latitud sur, proveniente del Norte. Las características del emplazamiento de esta transgresión serán abordadas en el Cap. 5.

4.11. PALEOGEOGRAFIA DEL MIOCENO SUPERIOR – ACTUAL

Este periodo corresponde a la formación de la zona subandina como un elemento morfo-estructural, donde el sistema de antepaís fue intensamente modificado. La evolución paleogeográfica será abordada en el Cap. 5.

4.12. CONCLUSIONES

La reconstrucción peleogeográfica de las cuencas pre-orogénicas andinas desde al Paleozoico Inferior ilustra importantes modificaciones norte-sur y la heterogeneidad que guió recientemente la deformación subandina. Durante el Paleozoico, los depósitos sedimentarios ocuparon casi la totalidad de los dominios estructurales, sin embargo, al Norte de 12ºS estos depósitos son escasamente conocidos, ya que fueron erosionados durante la instauración del rift permo-triásico. Al Sur, en la Cuenca Madre de Dios – Beni, la preservación de las series sedimentarias de la plataforma paleozoica permitió el desarrollo de importantes sistemas de corrimientos en la zona subandina a partir niveles de despegue pertenecientes a niveles pelíticos de estas series.

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Fig. 4.9. Mapa paleogeográfico del Cretácico Inferior

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Fig. 4.10. Mapa paleogeográfico del Paleógeno

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Entre 0º y 10º de latitud sur, la abertura del rift permo-triásico y jurásico inferior afectó los dominios de las cuencas Oriente, Santiago y Huallaga, y las márgenes occidentales de las cuencas Marañón y Ucayali. Este rift que se emplazó diacronicamente (más joven hacia el Norte) tomó una dirección NNE-SSW a N-S, oblicuamente con respecto a la cadena andina actual, lo que explica que este rift no haya pre-estructurado las cuencas subandinas mas meridionales. Durante la deformación subandina, este rift fue invertido principalmente en transpresión dextral. Los mapas paleogeográficos muestran otras heterogeneidades como los arcos subandinos de Fitzcarrald, Manu y Madidi que controlaron en parte la distribución de las unidades sedimentarias paleozoicas. Efectivamente, estos arcos son responsables de biseles sedimentarios y por ende la ausencia de importantes niveles de despegue que guiaron o bloquearon la propagación de corrimientos, originando también zonas de transferencia en el frente subandino.

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CAPITULO 5: SISTEMA DE CUENCAS DE ANTEPAIS 5.1. GENERALIDADES El término cuenca de antepaís es utilizado para describir las cuencas perisuturales subsidentes que se desarrollan sobre una litosfera continental (Dickinson, 1974), y que son ligadas sea a cadenas en subducción, sea a cadenas en colisión (Beaumont, 1981; Allen et al ., 1986). Una cuenca de antepaís se desarrolla entre le frente de una cadena y un cratón estable, done ésta es sometida a una flexión de la litosfera (fig. 5.1).

Fig. 5.1. Esquema morfo-estructural de una cuenca de antepaís

Cuadro geodinámico y tectónico . Las cuencas de antepaís se forman paralelamente a las fronteras de placas convergentes. Ellas pueden desarrollarse sobre una litosfera continental en subducción y/o sobre una litosfera de back-arc cabalgada por el frente orogénico antitético a la subducción (fig. 5.2). En el primer caso, donde la cuenca es ta genéticamente ligada a una litosfera en subducción, Catuneanu et al . (1997) introdujeron el termino proforeland basin o pro-cuenca de antepaís. En el segundo caso, se utiliza el termino de retro-cuenca de antepaís ( retroforeland basin). Desde el punto de vista de la deformación, el acortamiento de la cadena se amortigua hacia la cuenca de antepaís bajo la forma de duplex, anticlinales de rampa, pliegues por propagación de falla y/o zonas triangulares. En consecuencia, las cuencas de antepaís se deforman progresivamente y migran delante del frente de deformación.

Motores de la subsidencia. La subsidencia de las cuencas de antepaís está controlada por la interferencia de fenómenos complejos, entonces es particularmente importante estimar la amplitud de estos (Mascle & Puigdefabregas, 1998). En efecto, estos fenómenos no actúan a la misma velocidad ni a la misma escala. -

Motores astenosféricos. Corresponden a fenómenos de gran amplitud de onda ligados a las corrientes de convección. Sus efectos son en general mal conocidos y su registro sedimentario es difícil de identificar. En general, se puede hacer referencia a fuerzas dinámicas que interactúan esencialmente sobre las litosferas en subducción, que pueden constituir barreras que perturban la convección (Catuneanu et al ., 1997). En consecuencia, la convección ejerce una presión sobre la litosfera subductada con el consecuente efecto de incrementar la subsidencia. Este motor astenosférico es utilizado para explicar subsidencias muy importantes en comparación con aquellos previstos por los modelos visco-elásticos de flexión de placas (Royden, 1993).

CAPITULO 5: Sístema de cuencas de antepaís

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Motores litosféricos . Estos motores son definidos a partir de datos geofísicos y geodinámicos (Brusset, 1999). Ellos corresponden a las presiones ejercidas sobre la litosfera. Estos motores dependen entonces de la capacidad de la litosfera a sufrir una flexión. En consecuencia, es la reología de la placa litosférica implicada que caracteriza esta flexibilidad (Lorenzo et al ., 1998). Las fuerzas responsables de la flexión son el resultado de las cargas aplicadas cuando el acortamiento de la cadena y/o de la tracción se ejercen en la extremidad de la litosfera subductada. Las cargas supralitosféricas (Beaumont, 1981; Turcotte & Schubert, 1982; Catuneanu et al ., 1997) corresponden al peso de las unidades cabalgantes relacionadas a la orogenia, amplificadas por el peso de los sedimentos que rellenan la cuenca de antepaís. Estas se traducen por un hundimiento de la litosfera subyacente al nivel de la orogenia y por la surrección de un anillo periférico ( forebulge) a nivel de las zonas externas (fig. 5.1 y 5.2). El hundimiento de la litosfera subyacente es favorecido por otro motor: la tracción sublitosférica ( slab-pulling : Royden, 1993). Esta tracción esta ligada a un cuerpo denso inicialmente subductado que corresponde muy generalmente a una litosfera oceánica (fig. 5.3). Esta tracción presenta una longitud de onda superior a las cargas supralitosféricas. Los efectos de las cargas sub y supralitosféricas fueron siempre consideradas como estáticas (Catuneanu et al ., 1997), pero, comprendiendo que las cadenas de montañas se desarrollan por la propagación de corrimientos y que el relleno de cuencas es controlado por esta propagación (Allen et al ., 1986; Mascle & Puigdefabregas 1998), estas cargas son fundamentalmente dinámicas (Brusset, 1999).

Fig. 5.2. Ubicación de las cuencas de antepaís en una zona de convergencia (según Catuneanu et al., 1997)

Fig. 5.3. Esquema recapitulativo de los motores de la subsidencia (Brusset, 1999)

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Motores tectónicos locales. Estos se tratan de fenómenos de corta longitud de onda que se traducen por la surrección local de estructuras de amortiguamiento cabalgantes. Esta carga induce a una subsidencia suplementaria. Este tipo de motor corresponde a la surrección

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sedimentaria, sea de pliegues de amortiguamiento de corrimiento (sistema CAS; Déramond et al., 1996), sea de estructuras profundas ( antiformal stack : Boyer & Elliott, 1982; Mitra, 1986), o, sea de prismas intercutáneos o zonas triangulares (intercutaneous wedge: Price, 1981, 1986; Charlesworth & Gagnon, 1985). La evidencia de los efectos conjugados de estos motores es registrada en la sedimentación que rellena la cuenca de antepaís. Se puede considerar que los motores litosféricos (cuando ellos existen), en razón de su longitud de onda, operan con una velocidad constante en comparación a los motores tectónicos locales, los que son fundamentalmente discontinuos y que proceden por aceleraciones relativamente brutales (Brusset, 1999).

Segmentación del antepaís en respuesta a los efectos de las cargas supralitosféricas . Las cuencas de antepaís están entonces sometidas a una flexión de la litosfera, en respuesta a la combinación de sobrecargas supra- y sublitosféricas (Beaumont, 1981; Jordan & Fleming, 1991; Sinclair et al ., 1991; Sinclair & Allen, 1992; Watts, 1992; Beaumont et al ., 1993; DeCelles & Giles, 1996). Ellas constituyen entidades geométricas complejas que son convenientemente mejor llamarlas sistemas de antepaís (DeCelles & Giles, 1996). Dentro de un sistema de antepaís, estos autores diferencian cuatro zonas de depósito: wedge-top, foredeep, forebulge y back-bulge depozones. (fig. 5.4).

Fig. 5.4. Sección esquemática mostrando la organización morfo-estructural de las zonas de depósito del sistema de antepaís (según DeCelles & Giles, 1996, modificado)

Esta división resulta de la respuesta a la sobrecarga desarrollada en el prisma orogénico. La magnitud de la flexión es proporcional a la masa de esta sobrecarga y a su repartición como lo sugiere la figura 5.5. La evolución de la flexión y del perfil de la superficie está ilustrada en la figura 5.6. Efectivamente, la curvatura de la flexión parece una curva sinusoidal, donde la magnitud decrece exponencialmente a medida que se aleja de la sobrecarga orogénica. Durante el periodo de sobrecarga de la litosfera, las zonas que corresponden al foredeep y al forebulge migran hacia los extremos del punto de articulación de la flexión ( flexural hinge line H f ) La respuesta flexural a los periodos de fuerte erosión del prisma orogénico, que se manifiestan clásicamente durante los estados de rechazo isostático (orogenic unloading ), muestra una evolución opuesta a los periodos de carga litosférica (orogenic loading ). En efecto, como lo muestra la figura 5.6b, la zona de depósito que se desarrolla durante estas etapas presenta una inclinación general ( foreslope) en dirección del depocentro principal ( foresag ).

5.2. LAS ZONAS DE DEPOSITO Y ORGANIZACIÓN DE FACIES SEDIMENTARIAS En cada una de las zonas de depósito que vienen de ser individualizadas, los parámetros que controlan la sedimentación (tectónica, eustatismo, aporte sedimentario) evolucionan de manera diferente (DeCelles & Giles, 1996).

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Fig. 5.5. Configuración del sistema de antepaís durante un periodo de sobrecarga litosférica en función de la intensidad de la sobrecarga lateral (según Catuneanu et al., 2000)

Fig. 5.6. Evolución de la flexión del perfil topográfico en función una sobre carga litosférica o de un reajuste isostático (según Catuneanu et al., 2000)

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5.2.1. La zona de depósito wedge-top. Esta se trata de una masa se sedimentos que se acumulan sobre la parte frontal del prisma orogénico. Esta corresponde a una zona donde la deformación se amortigua, en otros términos, viene a ser la margen activa del sistema de antepaís, donde se desarrollan estructuras y corrimientos ciegos (Sistema CAS: zonas triangulares, passive roof duplex), así como cuencas transportadas ( piggyback basin). Esta zona de depósito, por largo tiempo considerada como parte de la cadena, registra la evolución cinemática del prisma orogénico. La sucesión y propagación de sistemas tipo CAS (Cabalgamiento, Anticlinal – Sinclinal), son particularmente interesantes en el sentido que ellos nos dan a conocer el tipo de deformación (amortiguamiento de estructuras cabalgantes) y permiten calibrar la propagación de la deformación en el tiempo. Del punto de vista sedimentario, se encuentra, en dominio continental, los depósitos mas gruesos (conos aluviales, sistemas fluviales trenzados), y en dominio submarino, sedimentos finos carbonatados (sedimentación normal) entrecortados de depósitos gravitatorios o turbidíticos s.l . (sedimentación catastrófica). Estos depósitos son caracterizados por abundantes discordancias progresivas y una organización en depocentros del orden II, a la escala de los sistemas CAS (Déramond et al ., 1996).

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5.2.2. La zona de depósito foredeep. Ella corresponde a una cuenca subsidente situada entre el frente orogénico y el forebulge o anillo periférico, y forma un prisma sedimentario que se adelgazan hacia el cratón. Es esta zona la que recibe la mayor acumulación de sedimentos provenientes esencialmente de la erosión de la cadena en estructuración. Es aquí donde se desarrollan los ambientes fluviales y aluviales en medio subaéreo y que se superponen de complejos fluvio-deltáicos de los conjuntos turbidíticos en ambiente marino. Se pueden encontrar discordancias progresivas cerca de la zona de depósito wedge-top, que se van haciendo mas escasas y desaparecen cuando se aproximan a la parte axial del foredeep.

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5.2.3. La zona de depósito forebulge. Ella está situada sobre el anillo periférico en surrección flexural a lo largo del cratón. En realidad, comúnmente es difícil de identificar esta zona positiva que es sometida a erosiones y puede migrar en el tiempo. Sí ella es aveces atenuada, o no preservada, se habla de “missing-periferal bulge”. Cuando los sedimentos de foredeep llegan a progradar hasta la zona de forebulge, ellos forman series condensadas fluviales o eólicas, en medio subaéreo, y de plataformas carbonatadas locales en medio marino.

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5.2.4. La zona de depósito back-bulge. Ella se desarrolla entre el forebulge y el cratón estable, y está caracterizada esencialmente por depósitos finos, sea en dominio continental, sea en dominio marino poco profundo (plataforma carbonatada). Aportes sedimentarios mas gruesos pueden provenir del flanco del forebulge cuando éste es sometido a erosión.

Esta manera de comprender las cuencas de antepaís constituye un real progreso, ya que los problemas dados por estas cuencas son abordados de manera dinámica, teniendo en cuenca una migración de todos los elementos del sistema en el tiempo y en el espacio, en relación a un referencial común: la cadena de montaña (Brusset, 1999).

5.3. LAS CUENCAS SUBANDINAS ENTRE 0° ET 16°S. La actual cuenca de antepaís, que se emplaza sobre la margen oriental de los Andes, puede estar considerada como un ejemplo tipo de una retro-cuenca de antepaís ( retroforeland basin) en sentido de Catuneanu et al . (1997). La estructuración de esta cuenca se inicio durante el Cretácico Superior en medio merino (Barragán, 1999; Christophoul, 1999) con la formación y erosión de los primeros relieves andinos. Este proceso continúo intensamente durante todo el Terciario, donde la sedimentación de antepaís se hizo progresivamente continental, con periodos de levantamiento tectónico mas o menos intensos, y aveces nulos (Jordan et al ., 1983; Sempere, 1990; Schmitz, 1994; Hoorn et al ., 1995; Jordan, 1995; Beck et

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al ., 1996; Baby et al ., 1997; Horton & DeCelles, 1997; Baby et al ., 1999 b; Christophoul et al ., in press). A partir del Mioceno Superior, la surrección de los Andes se aceleró, el sistema de drenaje E-W del Amazonas comenzó a desarrollarse, el funcionamiento del sistema de antepaís se encontró fuertemente modificado y desligado de los Andes septentrionales y meridionales (Hoorn et al ., 1995). Es entonces que se forma la Alta Cuenca Amazónica (Baby et al ., 1999 b). Es durante el curso de este periodo que la zona subandina actual comienza a formarse, y las sub-cuencas asociadas que son el objeto de este estudio. Los depósitos sedimentarios acumulados durante el Paleoceno presentan alternancias monótonas de areniscas, limos y argilitas bien consolidadas. Se la puede distinguir por su color abigarrado rojo púrpura a marrón. La granulometría (relativamente fina en conjunto) es generalmente mas gruesa hacia el dominio andino, es decir hacia el Oeste, y mas fina hacia el Este. Estas facies distales de antepaís se encuentran actualmente intensamente deformadas en la zona subandina. Las series sedimentarias eocenas – oligocenas y neógenas de las cuencas subandinas presentan facies da antepaís mas proximales. Lamentablemente, ellas están mal conocidas y poco datadas. Es gracias a recientes síntesis (Sempere et al ., 1990; Marshall & Sempere, 1991; Marocco, 1993; Hoorn et al ., 1995; Horton & DeCelles, 1997; Rosero, 1999; Baby et al ., 1999 b; Christophoul et al., in press) que se puede reconstituir, de alguna manera satisfactoriamente, la evolución espacial y temporal de estas zonas de depósito del sistema de cuencas antepaís andino (entre 0º y 16ºS).

5.3.1. Cuencas Oriente - Marañón y Santiago (fig. 5.7) . Las cuencas Oriente, Marañón y Santiago adyacentes a la Deflexión de Huancabamba, se presentan deformadas de manera heterogénea y forman un sistema de antepaís complejo por su geometría, sin embargo es posible diferenciar las facies sedimentarias de las diferentes zonas de depósito (fig. 5.7). El emplazamiento del sistema de antepaís comenzó en el Cretácico Superior en medio marino, donde los depósitos son aun francamente sometidos a las variaciones eustáticas (Barragán, 1999).

Fig. 5.7. Evolución del sistema de antepaís de la Cuenca Oriente – Marañón – Santiago

Los primeros depósitos continentales corresponden a las formaciones Tena (Cuenca Oriente: 100 m), Capas Rojas Inferiores (Cuenca Santiago: 1000 1500 m) y Huchpayacu – Yahuarango (Cuenca Marañón: ~400 m) del Paleoceno. Estos depósitos comienzan por sedimentos finos (Cap. 2.2.4) y corresponden a series continentales distales. En acuerdo a DeCelles & Giles (1996), se pueden situar los depósitos paleocenos de la

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Cuenca Santiago (Capas Rojas Inferiores) en la zona de foredeep proximal, mientras que los depósitos de foredeep distal corresponderían a las formaciones Tena (Cuenca Oriente) y Huchpayacu – Yahuarango (Cuenca Marañón). Los depósitos de wedge-top que deberían estar situados al Oeste, a nivel de la Cuenca Bagua, pueden corresponder a las series sedimentarias de la base de la Formación Rentama, constit uidos por 500 m de conglomerados fluviales datados del Paleoceno tardío a Eoceno Basal – 54.2± 6.4 Ma – (Naeser et al ., 1991; Jaillard, 1995), En la Cuenca Oriente, el Eoceno Inferior se caracteriza por una sedimentación gruesa, caracterizada por conglomerados sin-tectónicos de la Formación Tiyuyacu Inferior, la cual reposa con una fuerte discordancia erosiva sobre la Formación Tena (Christophoul et al ., in press). Estos depósitos que muestran paleocorrientes del NW hacia el SE, registraron una aproximación de los relieves andinos y probablemente el inicio de la surrección de la Cordillera Oriental. En la Cuenca Marañón, estos depósitos conglomeráticos no existen, debido a que probablemente esta cuenca correspondía a una zona mas distal. Entonces, las series sedimentarias de la Formación Tiyuyacu Inferior, pueden corresponder a la parte mas proximal de la zona de depósito de foredeep. Por otra parte, los depósitos conglomeráticos de la parte superior de la Formación Rentama de la Cuenca Bagua, datados del Eoceno Basal (Naeser et al ., 1991), y equivalentes laterales de la Formación Tiyuyacu Inferior, pudieron haber sido depositados en la zona de wedge-top. Al Eoceno Medio (entre 46 Ma), el relleno sedimentario registró un reajuste regional. Efectivamente, los conglomerados y la superficie de erosión de la base de las formaciones Tiyuyacu Superior (Cuenca Oriente) y Pozo Basal (cuencas Santiago y Marañón) son interpretados como el resultado de un rechazo isostático (Christophoul et al ., in press). Este reajuste se tradujo también por un alejamiento de las zonas de aportes, caracterizado por el emplazamiento de conglomerados mas maduros (Tiyuyacu Superior / Pozo Basal) en comparación con los conglomerados inmaduros de la Formación Tiyuyacu Inferior. Entre en Eoceno Medio y Oligoceno, una transgresión marina proveniente del Norte invadió las cuencas Oriente, Marañón y Santiago. La creación del espacio disponible originado por el reajuste isostático (orogenic unloading ), y que comenzó a partir de 46 Ma (Christophoul et al ., in press), facilitó la incursión marina de las formaciones Orteguaza y Pozo. Así podemos interpretar los depósitos marinos de estas dos formaciones como pertenecientes a la zona de depósito de foresag de acuerdo a las zonas propuestas por Catuneanu et al . (2000). Dentro de tal dispositivo, las series sedimentarias conglomeráticas Tiyuyacu Superior – Pozo Basal, pertenecerían a la zona de depósito de foreslope (fig. 5.5b). El paso progresivo de facies marinas de las formaciones Tiyuyacu y Pozo hacia facies continentales de las formaciones Chalcana (Cuenca Oriente) y Chambira (cuencas Marañón y Santiago) muestran la colmatación de la cuenca de antepaís y testimonian una débil actividad tectónica en las zonas de aportes (dominio andino). Es así, que se pueden situar estos depósitos relativamente finos (Chalcana y Chambira) en una zona de depósito de foredeep distal, mientras que los depósitos mas gruesos de la Formación Chambira de la Cuenca Santiago, se emplazaron en la zona de depósito foredeep proximal.

5.3.1.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina. Es aproximadamente entre 10 y 7 Ma que se inicia la estructuración de la zona subandina (Aleman & Marksteiner, 1993). A nivel de la Cuenca Oriente, los depósitos sincrónicos a la deformación corresponden a las formaciones Arajuno, Curaray, Chambira y Mesa, mientras que en las cuencas Marañón y Santiago, se tratan de las formaciones Pebas, Marañón e Ipururo (o Corrientes). La Formación Arajuno esta constituida por 3 cuerpos sedimentarios (Christophoul, 1999). El primero de 80 m de potencia es esencialmente arenoso, y esta formado por bancos decimétricos a métricos de areniscas cuarzosas conteniendo una importante matriz argilítica ocre. Se puede encontrar también intercalaciones de niveles métricos de argilitas margosas con concreciones calcáreas. Hacia el tope de la serie, las areniscas se hacen mas gruesas. El segundo cuerpo de 210 m de espesor aparece como un apilamiento de secuencias grano-decrecientes, cuya arquitectura general traduce una progradación. La tercera secuencia comprende argilitas grises, margas blancas a rosadas, y bancos calcáreos masivos de color gris claro.

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De acuerdo a recientes trabajos (Convenio IRD-PETROPRODUCCION),se puede considerar como una secuencia carbonatada a la ultima secuencia de la Formación Arajuno (descrita por Christophoul, 1999) como equivalente lateral de la Formación Curaray. En efecto, Tschopp (1953), describió en la parte media del Río Curaray, una potente serie constituida por argilitas bien estratificadas de color verde azulado o roja, aveces yesífera, alternadas con areniscas finas a medias. La parte superior esta caracterizada por interestratificaciones de tufos y lignitos. Los fósiles (abundantes) encontrados indican una edad no mas antigua que el Mioceno. Se trataría entonces del equivalente lateral de la Formación Pebas de la Cuenca Marañón. La Formación Pebas que aflora en las márgenes del Río Amazonas de la Cuenca Marañón (Steinmann, 1930; De Greve, 1938; Ruegg & Rosenzweig, 1949; Ruegg, 1956), esta conformada por 80 m de argilitas azules y grises, inter-estratificadas con lechos de lignitos y capas amarillas con micromoluscos. Entonces, se puede interpretar el emplazamiento de la transgresión Curaray – Pebas como el resultado de un reajuste isostático (orogenic unloading ) probablemente ligado a una atenuación de la actividad tectónica en el dominio andino interno. En términos de zonación de depósitos de antepaís, se puede situar a la Formación Arajuno en la zona de depósito de foreslope y a los sedimentos transgresivos Curaray – Pebas en la zona de depósito de foresag (en sentido de Catuneanu et al ., 2000). Las unidades sedimentarias que marcan una reactivación de las zonas de aportes, así como una aproximación de los relieves, corresponden a las formaciones Chambira y Mesa de la Cuenca Oriente, y Marañón e Ipururo de las Cuencas Santiago y Marañón. En efecto, estas series sedimentarias, que se emplazaron entre 10 Ma (Mioceno Superior – Pleistoceno), registraron una neta evolución vertical. La Formación Chambira (Tschopp, 1953) comienza por 400 m de areniscas medias a gruesas globalmente conglomeráticas. Ella también presenta delgados niveles de argilitas verdes a azules encerrando abundantes restos de plantas y clastos blandos. La secuencia es seguida por 400 m de areniscas tufáceas interrumpidas de niveles conglomeráticos. La serie termina con mas de 400 m de conglomerados gravosos que incluyen troncos leñosos. La Formación Marañón (Cuenca Marañón) comienza por limos rojos a amarillos, yesíferos, seguidos por intercalaciones de limos y areniscas de grano medio a nivel de su parte media. El conjunto termina con intercalaciones de areniscas de grano fino a medio, margas y calizas. Las formaciones Mesa (Cuenca Oriente) e Ipururo (Cuenca Marañón) del Plioceno – Cuaternario corresponden a depósitos gruesos, caracterizando a sedimentos de conos aluviales que traducen una evolución hacia un sistema proximal. Los conglomerados se presentan de manera discordante en la parte occidental de la cuenca y concordante hacia el Este. De acuerdo con esta evolución vertical, se puede considerar a las formaciones Chambira (Cuenca Oriente) y Marañón como depositados en la zona de foredeep proximal y a las formaciones Mesa y Corrientes en una zona de wedge-top. Y las formaciones cuaternarias de estas cuencas se desarrollan principalmente en las zonas mas proximales de la zona de depósito de wedge-top.

5.3.2. Cuenca Huallaga (fig. 5.8). La Cuenca Huallaga corresponde a una cuenca transportada de tipo piggyback , en la cual, las series sedimentarias terciarias están caracterizadas principalmente por sedimentos de ambiente continental. Como en las cuencas Santiago y Marañón, unidades litológicas maastrichtianas y paleógenas registraron el emplazamiento del sistema de antepaís andino. Los primeros depósitos continentales terciarios (Paleoceno Inferior) llamados Formación Huchpayacu están constituidos de intercalaciones monótonas de areniscas finas que corresponderían a una zona de depósito de foredeep. Las series sedimentarias llamadas Formación Casa Blanca por Seminario & Guizado (1970), corresponderían probablemente sobre todo a la Formación Pozo Basal. La madures de estos sedimentos, así como su composición mineralógica demuestran un cambio paleogeográfico importante. Como en la Cuenca Marañón, esta formación registró un reajuste isostático regional y puede ser emplazada en la zona de depósito de foreslope. Lateralmente, las facies gruesas de la Formación Pozo Basal pasan a las argilitas y calizas de la Formación Pozo s.s., sin embargo, en esta parte del subandino, las facies marinas son reemplazadas

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por facies de ambiente somero. Entonces, es posible situar estas series sedimentarias en una zona de depósito de foresag proximal.

Fig. 5.7. Evolución del sistema de antepaís de la Cuenca Huallaga

El paso progresivo de facies marina de la Formación Pozo Basal hacia los depósitos continentales de la Formación Capas Rojas Superiores (o Chambira de la Cuenca Marañón) indicaría la colmatación de la zona de depósito de foresag . Aparentemente, este relleno sedimentario continuó hasta 15 Ma.

5.3.2.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina Los análisis de trazas de fisión (APTA) muestran que la estructuración de la Cuenca Huallaga se inició entre 15 y 10 Ma con una reactivación a 5 Ma (Alvarez-Calderón, 1999). Esta estructuración fue sincrónica a la sedimentación de la parte superior de la Formación Capas Rojas Superiores (o Formación Marañón de la Cuenca Santiago) y a la Formación Ipururo que se depósito a partir de 5 Ma. La finalización de estos depósitos sin-tectónicos corresponden a la Formación Ucayali (o Formación Corrientes de las cuencas Santiago y Marañón). La Formación Capas Rojas Superiores esta conformada por 1200 m de areniscas amarillas o amarillentas con algunas intercalaciones de niveles rojos. La serie presenta también raros niveles de conglomerados en canales y limos intercalados con potentes bancos de areniscas. Las areniscas son esencialmente feldespáticas de color claro y raras estratificaciones entrecruzadas. La organización estrato- y grano-crecientes de estas unidades sedimentarias muestra que ellas se desarrollaron en la zona de depósito de foredeep. La evolución vertical de esta serie sedimentaria termina por el emplazamiento de depósitos conglomeráticos de la Formación Ucayali, descritos por primera ves por Kummel (1946). Esta formación esta compuesta de sedimentos poco consolidados de conglomerados, areniscas y limos, que hacia el Este van disminuyendo de potencia. En consecuencia, podemos asumir que estas unidades sedimentarias se depositaron en la zona de wedge-top distal.

5.3.3. Cuenca Pachitea – Ucayali (fig. 5.9). En el ámbito de las cuencas Pachitea y Ucayali, la instauración del antepaís andino se traduce por los depósitos continentales de la Formación Huchpayacu (fig. 5.9) o Yahuarango (Capas Rojas Inferiores de la Cuenca Huallaga, y Grupo Huayabamba de la zona de Camisea). La parte basal de esta formación en la zona interna del subandino (Puente Paucartambo) tiene una edad probable del Cretácico Superior (Jaillard, 1996), mientras que a nivel de la Cuenca Ucayali (Contamana), su edad parece corresponder al Paleoceno Inferior (Peck & Reker 1947). La Formación Huchpayacu esta

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conformada esencialmente de sedimentos finos (limos, calizas y argilitas oscuras), mientras que en la zona de Puente Paucartambo, ella presenta bancos de areniscas eólicas. En consecuencia, parece que los sedimentos finos de la región de Contamana fueron depositados en la zona de foredeep distal, mientras que la sedimentación de Puente Paucartambo se situó en una zona de depósito de foredeep mas proximal. El probable diacronismo de la base de esta formación es coherente con la migración hacia el Este del sistema de cuenca de antepaís.

Fig. 5.9. Evolución del sistema de antepaís de la Cuenca Pachitea – Ucayali

En la parte meridional de la Cuenca Ucayali, el equivalente de estos depósitos (Grupo Huayabamba) aflora en el sinclinal de Shihuayro y sobre los flancos de las estructuras Timpia y Armihuari. A nivel del sinclinal, se puede observar 2000 m de sedimentos continentales finos de llanura de inundación (limos y bancos métricos de areniscas rojas), que pueden ser ubicados en la zona de depósito foredeep distal. La Formación Casa Blanca que para Kummel (1946) tiene una edad terciaria, presenta 60 m de areniscas maduras masivas blancas con intercalaciones de argilitas. Esta formación está presente en la mayor parte de la Cuenca Ucayali, y es considerada por otros autores del Cretácico Superior ( in Velarde et al ., 1978). Sean estas areniscas terciarias o cretácicas superior, estos sedimentos corresponden a la zona de depósito de back-bulge, sobre todo a nivel de la parte oriental de la Cuenca Ucayali. Al Eoceno Superior – Oligoceno, la Formación Pozo registró también en esta zona un reajuste isostático regional. Las series sedimentarias basales de la zona de Puente Paucartambo corresponden a la zona de depósito de foreslope, y las facies marinas que la sobreyacen corresponderían a la zona de depósito de foresag . Aparentemente, las facies de foresag solo están circunscritas a la Cuenca Pachitea. En efecto, a nivel de Pongo de Mainique, la Formación Pozo esta constituida de areniscas que caracterizan mas a facies de foreslope. El conjunto Huchpayacu – Pozo presentan un espesor promedio de 900 m. El paso de la Formación Pozo a la Formación Chambira es de manera progresiva. La Formación Chambira esta constituida, en su parte basal, por limos rojos y argilitas. La porción media presenta niveles de areniscas finas, y hacia el tope argilitas rojas inter-estratificadas con areniscas marrones finas masivas con estratificaciones entrecruzadas. Las unidades finas de la parte superior de esta formación son probablemente equivalentes laterales de los depósitos marinos de la Formación Pebas de la Cuenca Marañón.

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Se puede atribuir estas series sedimentarias al relleno de la zona de depósito de foresag . Verticalmente, estas se confunden con los sedimentos asociados clásicamente a la zona de depósito de foredeep. Como en el caso de la Cuenca Marañón, la colmatación de esta zona de depósito continuó aparentemente hasta 10 Ma.

5.3.3.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina La estructuración de la zona subandina, que probablemente comienza a 10 Ma, se desarrolló sincrónicamente a la sedimentación de la Formación Ipururo. En la Cuenca Pachitea, y en la porción septentrional de la Cuenca Ucayali, estos depósitos están constituidos a la base por areniscas finas a medias de colores gris y marrón, y por niveles conglomeráticos. Su parte media esta conformada de argilitas rojas versicolores oscuras, intercaladas de limos rojos, argilitas grises y areniscas blancas. La sección superior comprende esencialmente areniscas finas a medias, masivas e intercaladas con argilitas. En la zona de Cushabatay, el espesor calculado por Kummel (1948) es de 1060 m, pero para Benavides et al . (in Velarde et al ., 1978), esta formación no alcanza mas de 683 m. En la zona meridional de la Cuenca Ucayali, la Formación Ipururo aflora en el flanco sur del sinclinal de Shihuayro, donde de puede observar una sección de alrededor de 3000 m de potencia. Estas series sedimentarias continentales corresponden a llanuras de inundación hacia la base, mientras que las secuencias superiores presentan facies cada ves mas proximales que reflejan una importante actividad tectónica. Las ultimas secuencias, encontradas en posición sub-vertical, presentan facies muy proximales, comparables a depósitos actuales. Así las unidades sedimentarias de la Formación Ipururo de la Cuenca Pachitea y de la parte norte de la Cuenca Ucayali pueden ser atribuidas a la zona de depósito de foredeep distal, mientras que la Formación Ipururo del extremo sur de la Cuenca Ucayali debería de corresponder a la zona de depósito de foredeep mas proximal. La evolución vertical de estas series sedimentarias finaliza por el emplazamiento de los conglomerados de la Formación Ucayali del Plioceno – Cuaternario, y caracterizan claramente una zona de depósito de wedge-top.

5.3.4. Cuenca Madre de Dios – Beni (fig. 5.10 et 5.11). En la Cuenca Madre de Dios – Beni, los primeros depósitos que registraron el emplazamiento del sistema de antepaís andino son las unidades sedimentarias del Cretácico Superior y del Paleoceno, conocidas como Huchpayacu y Casa Blanca (Madre de Dios) y Eslabón y Flora (Beni). A nivel de la Cuenca Madre de Dios, la base de la Formación Huchpayacu puede corresponder a una zona de depósito de foredeep distal, mientras que sus unidades sedimentarias superiores mas maduras y gruesas (Formación Casa Blanca), parecen corresponder a una zona de depósito de foredeep proximal o back-bulge (?). Mas al Sur, en la Cuenca del Beni, las series sedimentarias de las formaciones Eslabón y Flora, pertenecerían a una misma secuencia transgresiva Una importante serie sedimentaria continental fina que determinaría una zona de depósito de foredeep distal, esta representada por el Grupo Huayabamba de la Cuenca Madre de Dios. Estos depósitos, aparentemente ausentes en la Cuenca del Beni, pueden ser correlacionados con la base de la Formación Quendeque, que presenta estas mismas facies sedimentarias, pero que lamentablemente no fueron nunca datadas. A nivel de la Cuenca Madre de Dios – Beni, el reajuste isostático del Eoceno Medio – Oligoceno, evidenciado mas al Norte no trascendió o fue menos marcado en el registro sedimentario. En efecto, la Formación Pozo de la Cuenca Madre de Dios presenta facies continentales, fluvial a la base y lacustre hacia su tope. En la Cuenca del Beni, la Formación Bala s.s. (areniscas continentales con un conglomerado basal localmente) puede ser considerada un equivalente lateral de la Formación Pozo. Si consideramos que el fenómeno de reajuste isostático no afecto la Cuenca Madre de Dios – Beni, entonces se puede interpretar a las formaciones Pozo y Bala como depósitos de la zona de back-bulge.

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Las series sedimentarias que siguen en concordancia corresponden a la Formación Chambira de la Cuenca Madre de Dios y a la Formación Quendeque de la Cuenca del Beni, y están caracterizadas por depósitos de llanura de inundación que marcan un paso progresivo a la zona de foredeep distal.

Fig. 5.10. Evolución del sistema de antepaís de la Cuenca Madre de Dios

Fig. 5.11. Evolución del sistema de antepaís de la Cuenca Beni

5.3.4.1. Series sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina En la Cuenca Madre de Dios, las unidades sedimentarias sincrónicas a la estructuración de la zona subandina corresponden a las formaciones Charqui y Pagorene (Hermoza, 2000), y Charqui y Tutumo de la Cuenca del Beni (Oller, 1986). En la Cuenca Beni, como en la Cuenca Madre de Dios, la Formación Charqui es caracterizada por una secuencia sedimentaria fluvial grano- a estrato-creciente, que pasa progresivamente de un sistema de ríos en trenza distal a un sistema proximal. A nivel de la Cuenca de Madre de Dios, estas series sedimentarias no afloran mas que en el flanco occidental del sinclinal externo de Punquiri (Río Inambari), y a nivel de la Cuenca del Beni, solo afloran en el sinclinal interno del Alto Beni.

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En la Zona Interandina (Cuenca Tipuani – Mapiri) que cabalga la Cuenca Beni, una toba interestratificada en los conglomerados fluviales de la Formación Cangalli fue datada ( 40Ar/39Ar) a 7.96 ± 0.058 Ma (biotita) y 7.9 ± 0.03 Ma (feldespato) (Hérail, et al ., in press). Estos autores consideran que la Formación Cangalli corresponde a la facies proximal de la Formación Charqui. En los conglomerados de la parte superior de la Formación Charqui de la zona subandina de la Cuenca Madre de Dios (Río Inambari), un nivel de toba volcánica, muestreada en nuestra campaña de campo, viene de ser datada ( 40Ar/39Ar; Oregon State University) a 3.23 ± 0.3 Ma (biotita) y 2.96 ± 0.34 Ma (plagioclasa). En consecuencia, la Formación – o sobre todo la facies – Charqui de la Cuenca Madre de Dios puede ser mas reciente que la facies Charqui de la Cuenca del Beni. Este diacronismo es coherente con la repartición espacial de esta facies, que en la Cuenca Beni se emplazó en el sinclinal interno del Alto Madidi, y a nivel de la Cuenca Madre de Dios, se depósito en el sinclinal externo de Punquiri. Las formaciones Tutumo y Pagorene, que fueron descritas sobre la Formación Charqui, presentan una distribución local, motivo por el cual no fue posible observarlas. Sin embargo parece que las facies muy gruesas, descritas por los geólogos petroleros que exploraron estas regiones, corresponden a facies de conos aluviales, las que puedan pasar lateralmente a la Formación Charqui. Esta observaciones permiten mostrar que le termino de formación es impropio, y que sobre todo hace falta hablar de facies Quendeque ( foredeep zone), de facies Charqui (wedge-top zone) y de facies Tutumo (wedge-top zone proximal), que en algunos lugares son sincrónicas y registraron una migración hacia el Este del sistema de antepaís. En efecto, en el sinclinal interno del Beni y en el sinclinal externo de Punquiri (Madre de Dios), la facies Quendeque pasa progresivamente a la facies Charqui y muestra así evolucionan progresivamente de la zona de depósito foredeep a la zona de depósito wedge-top con una propagación de los corrimientos hacia el Este. Esta observación esta de acuerdo con la evolución en cuenca transportada ( piggyback ) propuesta para la zona subandina interna de la Cuenca del Alto Beni (Baby et al ., 1995 b)

5.4. CONCLUSIONES La interpretación de facies sedimentarias terciarias de las cuencas subandinas entre 0º y 16ºS muestra que ellas responden a una dinámica de sistema de antepaís directamente controlada por la tectónica andina (fig. 5.12). Este sistema de antepaís migró progresivamente hacia el Este bajo el efecto de la propagación de un frente orogénico. El análisis realizado en este capítulo nos lleva a proponer la siguiente evolución geodinámica. Los primeros depósitos continentales encontrados en las cuencas subandinas, que atestiguan la instauración del antepaís andino, corresponden esencialmente a sedimentos caracterizados de facies de zona de depósito de foredeep distal de edades comprendidas entre en Cretácico Superior y el Paleoceno. En la Cuenca del Beni, estos depósitos corresponden a las series sedimentarias marinas poco profundas a continentales de las formaciones Eslabón y Flora, emplazadas probablemente en la zona de depósito de back -bulge. Durante el Eoceno Medio – Oligoceno, la instalación de las formaciones continentales y marinas Tiyuyacu Superior y Orteguaza (Cuenca Oriente), Pozo (subandino peruano) y Bala s.s. (Cuenca Beni), son interpretadas como la respuesta de un reajuste (o rechazo) isostático. Estas series sedimentarias se depositaron en las zonas de foreslope y de foresag conforme a los modelos propuestos por Catuneanu et al . (2000). Este reajuste isostático “Orogenic unloading ” estuvo muy probablemente ligado a la dis minución de la velocidad relativa de convergencia entre la placa de Nazca y el continente sudamericano sucedido entre 45 y 30 Ma (fig. 5.13).

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Fig. 5.12. Evolución de facies de depósito del sistema de antepaís entre 0º y 16ºS

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Al Oligoceno Superior – Mioceno Medio, las secuencias sedimentarias de las cuencas subandinas caracterizaban a depósitos continentales con facies de zona de foredeep distal, que progresivamente pasaron a facies de foredeep proximal. Esta evolución vertical muestra una colmatación de la cuenca de antepaís, y que probablemente registró una reactivación de la tectónica andina “ Orogenic loading ”, debido al incremento de la velocidad relativa de convergencia de las placas entre 25 y 15 Ma (fig. 5.13). Al Mioceno Medio – Superior, en la cuencas Oriente y Marañón, la transgresión marina registrada por las formaciones Curaray y Pebas es interpretada como el resultado de otro reajuste isostático. Estas series sedimentarias marinas debieron de haberse depositado en la zona de foresag . Este segundo reajuste isostático “Orogenic unloading ”, correspondió a un nuevo descenso de la velocidad relativa de convergencia de placas evidenciadas entre 15 y 10 Ma (fig. 5.13). Sin embargo, este descenso de la velocidad de convergencia fue menos importante que del Eoceno Superior – Oligoceno Inferior, lo que puede explicar la menor amplitud que alcanzó la transgresión Curaray – Pebas al invadir el sistema de antepaís andino. Durante el Mioceno Superior – Pleistoceno, las series sedimentarias continentales registraron el desarrollo de la zona subandina, “Orogenic loading ”. En efecto, estos depósitos muestran una clara evolución vertical de facies de foredeep distal a foredeep proximal, para terminar en facies de wedgetop. Este modelo propuesto esta de acuerdo a la propagación hacia el Este de los corrimientos y de la wedge-top zone subandina, donde comenzaron a individualizarse las cuencas transportadas de tipo piggyback .

Fig. 5.13. Evolución del sistema de antepaís y su relación con la convergencia de las placas de Nazca y Sudamérica

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CAPITULO 6: DISCUSION Y CONCLUSIONES

6.1. EVOLUCION LATERAL DEL FRENTE OROGENICO ENTRE 0° Y 16°S

La construcción secciones estructurales balanceadas seriadas desde 0º hasta 16º de latitud sur, a permitido mostrar que la deformación de las cuencas subandinas es cada ves más importante de Note a Sur, con un incremento del acortamiento horizontal en esta dirección. Entre 0º y 3ºS, la Cuenca Oriente del Ecuador es deformada y estructurada por una tectónica de basamento resultando de la inversión tectónica en transpresión dextral de sistemas extensivos heredados del Triásico y de Jurásico orientados NNE-SSW. Entre 3º y 5º de latitud sur, esta deformación transpresiva dextral, se hace sentir en las cuencas Santiago y Marañón. En la Cuenca Santiago, esta tectónica de inversión interactúa con una tectónica salífera, originada por la evaporítas circunscritas a la cuenca extensiva triásica, originando tasas de acortamiento horizontal de hasta 12 %. Al Sur de la Deflexión de Huancabamba, entre 5ºS y 8ºS, en la Cuenca Huallaga, las evaporítas triásicas constituyen un excelente nivel de despegue que originan importantes corrimientos hacia el Este y con un alineamiento estructural preferencial NNW-SSE. En profundidad, la cuenca es estructurada por inversiones tectónicas transpresivas que deforman los corrimientos. El acortamiento horizontal calculado para esta parte del subandino es del orden del 26 %. La interferencia de la tectónica de inversión y de cobertura puede ser evidenciada aun más al Sur, donde ella origina la estructuración compleja de la Cuenca Ucayali y de su sub-cuenca de Pachitea. Es a partir de 12ºS, que los efectos de la tectónica de inversión de los rifts triásicos y jurásicos no se hacen sentir en las cuencas subandinas. En consecuencia, en la terminación sur de la Cuenca Ucayali y en la Cuenca Madre de Dios – Beni, la zona subandina es estructurada por un importante sistema de corrimientos que afectan el conjunto de la pila sedimentaria. Estos importantes corrimientos tienen como nivel de despegue regional la interface basamento – ordovícico. Sin embargo, existen también niveles de despegue superiores situados sobre todo en los niveles finos paleozoicos. En consecuencia, al Sur de 12ºS la deformación subandina es guiada y controlada por la plataforma clástica paleozoica y sus potenciales niveles de despegue, que en estas latitudes se encuentran bien preservados. Los acortamientos horizontales son mucho más importantes con valores promedios que alcanzan un 50 % La reconstitución palinspástica en mapa, obtenida a partir de secciones estructurales restauradas (fig. 6.1a), ilustra el desplazamiento de los principales dominios estructurales (zona subandina y Cordillera Oriental), y muestra la variación latitudinal de las tasas de acortamiento horizontal (fig. 6.1b). Es a partir del mapa desplegado que se pueden reconstruir las cuencas pre-orogénicas, que nos permite, de un parte, reconstituir por áreas la extensión geográfica de las cuencas paleozoicas y de otra parte de localizar el emplazamiento de los rifts triásicos y jurásicos. En efecto, estos rifts se emplazan oblicuamente sobre los dominios estructurales internos del sistema andino (fig. 6.1c), y se presentan en el ámbito de las cuencas Oriente, Marañón, Santiago y sobre la margen occidental de la Cuenca Ucayali. Aparentemente, estos rifts no tuvieron incidencia alguna sobre los dominios subandinos de las cuencas Madre de Dios y Beni. Es así, que la variación latitudinal de la deformación es controlada por el dispositivo geométrico de las cuencas triásicas y jurásicas (entre 0º y 12ºS) y por la paleogeografía de la plataforma paleozoica a partir de 12ºS hasta 16ºS. Una simple representación gráfica de la evolución de las tasas de acortamiento durante la estructuración de la zona subandina paralelamente a la evolución de la velocidad de propagación de los corrimientos en función de la latitud, muestra que esta velocidad de propagación aumenta de la misma manera que las tasas de acortamiento hacia latitudes más meridionales (fig. 6.2).

CAPITULO 6: Discusión y conclusiones

Fig. 6.1. Evolución paleogeográfica a partir del mapa d esplegado

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Fig. 6.2. Variación de la tasa de acortamiento (%) y de la velocidad de propagación de acortamiento (mm/año) en función de la latitud

6.2. EVOLUCION SEDIMENTARIA DEL SISTEMA DE ANTEPAIS

Los primeros rasgos del emplazamiento del antepaís andino, en medio marino, se manifestaron durante el Cretácico Superior. Esta estructuración primitiva se tradujo por la formación y erosión de los primeros relieves andinos. Este proceso continuó y se intensifico durante todo el Terciario, durante el cual la sedimentación del antepaís se hizo progresivamente continental. Durante el Eoceno – Oligoceno, la zona subandina se caracterizó por una sedimentación continental esencialmente fina emplazada en una zona de depósito de foredeep distal (fig. 6.3). Estas series sedimentarias que evolucionaron verticalmente a facies de foredeep proximal, registraron una aproximación de los relieves. Al Eoceno Medio – Oligoceno, la depositación de series sedimentarias continentales y marinas son interpretadas como el resultado de un reajuste isostático. La transgresión marina, proveniente del Norte, que acompañó a este fenómeno isostático se extendió sobre los dominios de la zona subandina y del antepaís, y sus efectos en la sedimentación están documentados hasta los 12º de latitud sur. En consecuencia, los sedimentos continentales (gruesos) equivalentes de este fenómeno isostático corresponderían a la zona de depósito de foreslope, mientras que los depósitos marinos estuvieron situados en la zona de foresag conforme a los modelos planteados por Catuneanu et al . (2000). Durante el Oligoceno Superior – Mioceno Medio, los depósitos sedimentarios registraron la colmatación de la cuenca de antepaís. Efectivamente, estos depósitos continentales pasan progresivamente de facies de zona de foredeep distal a foredeep proximal. Esta evolución vertical es observada y común a nivel de las cuencas subandinas estudiadas. Al Mioceno Medio – Superior, un nuevo reajuste isostático tuvo lugar al Norte de 8ºS, permitiendo y creando el espacio disponible que dio lugar a otra incursión marina caracterizada por facies de una zona de depósito de foresag.

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Estos dos reajustes isostáticos, es decir del Eoceno Medio – Oligoceno y del Mioceno Medio – Superior, no manifestaron sus efectos en la sedimentación en la Cuenca Madre de Dios – Beni, ya que en estas épocas, esta zona recibió aportes sedimentarios cuyas facies sedimentarias caracterizaron mas a una zona de tipo back-bulge. Durante el Mioceno Superior – Pleistoceno, las secuencias sedimentarias continentales registraron la estructuración de la zona subandina. En efecto, estos depósitos muestran una clara evolución vertical de facies de foredeep distal a foredeep proximal, para finalmente presentar un control directo de la tectónica con facies de depósito de wedge-top.

Fig. 6.3. Evolución de las zonas de depósito del sistema de antepaís de las cuencas subandinas

6.3. INTERPRETACION GEODINAMICA

De acuerdo con la interpretación en función de sistemas de antepaís de la zona estudiada, se puede relacionar la migración de las zonas de depósito, con los eventos tectónicos de los Andes y las velocidades relativas y dirección de convergencia de las placas de Nazca y Sudamérica. En efecto, las primeras series sedimentarias continentales de las cuencas subandinas que muestran una migración hacia el Este de la zona de depósito de foredeep (de distal a proximal), corresponden a los sedimentos del Cretácico Superior – Paleoceno. Este cambio paleogeográfico fue originado por en inicio de la estructuración de la cadena de los Andes y sobre todo al emplazamiento de relieves (mas o menos) importantes. En el dominio andino, este evento esta caracterizado por un levantamiento de la cadena, y correspondió al paso progresivo de depósitos marinos (Albiano – Cenomaniano y Santoniano – Maastrichtiano) a una sedimentación continental (Noblet et al ., 1996). Los únicos lugares donde este evento fue documentado (discordancias angulares) corresponden al pie de monte Pacífico, a lo largo de la costa peruana y en la Cordillera Occidental (Cuenca Bagua) del Norte del Perú (Mégard, 1978; Bellido & Guevara, 1963; Vicente et al ., 1979; Marocco, 1984; Zimmermann & Kihien Collado, 1983; Jaillard, 1987; Mourier et al ., 1988). Este evento, que se manifestó de manera discontinua en el espacio, correspondió a la deformación de las zonas de aportes ( forearc y/o intra-arc basins), dando lugar a discordancias angulares (Noblet et al ., 1996). Este régimen tectónico fue responsable de la estructuración de la Cordillera Occidental y del incremento de la subsidencia en la cuenca de antepaís. El fin de este periodo de deformación estuvo acompañado del más importante cambio de la dirección de convergencia de placas que pasó de N25ºE a N40ºE (Pardo-Casas & Molnar, 1987). Alrededor de 45 Ma, la velocidad de convergencia relativa disminuyó traduciendo una relajación general con un consecuente reajuste isostático (orogenic unloading ), acompañado del emplazamiento, en los dominios subandinos, de una zona de depósito de foreslope y foresag en la zona que correspondió a foredeep. Los efectos de este reajuste isostático, produjeron en los dominios

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subandinos y el antepaís una incursión marina, sin embargo, esta transgresión parece que solo alcanzó la porción norte de estas zonas. En el dominio andino (Andes Centrales), durante el Eoceno Inferior y Medio (55-40 Ma), no existen evidencias directas que demuestren el establecimiento de un evento tectónico compresivo (Noblet et al ., 1996), no obstante, a nivel de los Andes nor-peruanos y sur-ecuatorianos, la colisión y acreción de bloques exóticos son conocidos durante este periodo (Feininger & Bristow, 1980; Lebrat et al ., 1985; Roperch et al ., 1987; Jaillard et al ., 2000). Alrededor de 40 Ma, eventos compresivos son conocidos a nivel de la costa del Pacífico y de la Cordillera Occidental (Noblet et al ., 1996). Durante el Eoceno Superior y Oligoceno Medio – Superior (35-27 Ma), una calma tectónica caracterizó la cadena de los Andes (Noblet et al ., 1996). En consecuencia, parece que este reajuste isostático tuvo su mayor efecto en los dominios subandinos del Norte, mientras que a nivel de la Cordillera Occidental y de la costa Pacífica, la tectónica compresiva se manifestó aun entre 40 Ma, lógicamente, esta parte de la cadena era la más próxima de la zona de deformación (zona de subducción). Un incremento de la velocidad relativa de convergencia, que marcó una estructuración importante en la edificación de los Andes se produjo entre 30 y 15(?) Ma, y correspondió a la colmatación de la cuenca de antepaís. Este fenómeno fue registrado en todas las cuencas subandinas estudiadas. A nivel del Altiplano boliviano, una reactivación de la tectónica es documentada entre 27 y 19 Ma (Sempere et al ., 1990). En el Ecuador, este periodo de deformación es conocido entre 26.8 y 22 Ma, retomado hacia 8 Ma (Noblet et al ., 1988; Robalino & Noblet, 1990; Lavenu et al ., 1992). En el centro del Perú (Cordillera Occidental), este continuun tectónico fue registrado entre 20 y 17-12.5 Ma (Noblet et al ., 1996; Mégard et al ., 1984). Al Mioceno Inferior, la existencia de actividad tectónica sin-sedimentaria, es documentada sobre el pie de monte pacífico peruano (Cuenca Moquegua: Huaman, 1985), mientras que a nivel de la zona interandina de Bolivia, la deformación asociada al emplazamiento de la cuenca transportada ( piggyback ) de Tipuani, tuvo lugar durante el Mioceno Medio a Superior (Fornari et al ., 1987; Hérail et al ., 1989). Un segundo reajuste isostático comprendido entre 15 y 10 Ma, correspondió a otra disminución de la velocidad relativa de convergencia. Sus efectos son observados solo a nivel de las cuencas Oriente y Marañón, pero, este descenso fue menos importante en intensidad que el del Eoceno. Durante esta época, en el Altiplano boliviano, las series sedimentarias volcano-detríticas depositadas en semi-grabens registraron una atenuación en la actividad tectónica sobre el borde este del Altiplano (Rochat et al ., 1998). Sin embargo, desde el Oligoceno Superior hasta finales del Mioceno (27-5 Ma), los Andes Centrales y Septentrionales fueron sometidos a una deformación tectónica continua, que se manifestó en compresión en los Andes Centrales y en transpresión a nivel de los Andes Septentrionales (Noblet et al ., 1996). En consecuencia, una revisión detallada, sobre los efectos de la disminución de la velocidad de convergencia y su relación con un reajuste isostático en el dominio andino, será necesaria. Después de 10 Ma la velocidad relativa de convergencia de placas, puede ser considerada como constante. Este periodo corresponde a la estructuración de las cuencas subandinas, donde la organización de facies sedimentarias muestra la propagación de los corrimientos hacia el Este. En efecto, esta distribución de facies opera al mismo tiempo que la migración de los depocentros al seno de la zona de wedge-top subandina. En consecuencia, es el momento en cual comienzan a individualizarse las cuencas transportadas ( piggyback ) del antepaís y de la zona subandina.

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ANEXOS

ANEXO A. Sección estratigráfica del Paleozoico de Pongo de Mainique

ANEXO B. Sección estratigráfica del Paleozoico de Pongo de Coñeq

ANEXO C. Sección estratigráfica de la Formación Ene y del Cretácico Sup. de Río Inambari

ANEXO D. Sección estratigráfica del Jurásico – base de la Formación Beu – de Yucumo (Cuenca Beni)

ANEXO D. Sección estratigráfica del Jurásico – tope de la Formación Beu – del Angosto de Quiquibey (Cuenca Beni)

LISTA DE FIGURAS Y DE ANEXOS

Lista de figuras y anexos

LISTA DE FIGURAS Y ANEXOS

Fig. 1.1. Las grandes unidades morfológicas de los Andes Fig. 1.2. La Cordillera de los Andes y la subducción con la placa oceánica de Nazca. Fig. 1.3. Mapa morfo-estructural y ubicación de la cuencas subandinas Fig. 1.4. Método GEOSEC

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Fig. 2.1. Mapa estructural de las cuencas Marañón y Oriente Fig. 2.2. Mapa estructural de las cuencas Santiago y Huallaga Fig. 2.3. Carta de correlaciones estratigráficas entre las cuencas subandinas Fig. 2.4. Mapa estructural de las cuencas Pachitea, Ucayali y Ene Fig. 2.5. Sección estratigráfica sintética del Paleozoico en Nevati Fig. 2.6. Sección estratigráfica del Paleozoico de Pongo de Mainique Fig. 2.7. Sección estratigráfica de la Formación Ene en Pongo de Paquitzapango Fig. 2.8. Sección estratigráfica del Grupo Mitu en la Cordillera de San Matías Fig. 2.9. Sección estratigráfica de la Formación Sarayaquillo en Puente Paucartambo Fig. 2.10. Sección estratigráfica de la Formación Cushabatay en Puente Paucartambo Fig. 2.11. Sección estratigráfica del Cretácico Superior en Puente Paucartambo Fig. 2.12. Sección estratigráfica del Paleógeno en Puente Paucartambo Fig. 2.13. Mapa estructural de la Cuenca Madre de Dios Fig. 2.14. Mapa estructural de la Cuenca Beni Fig. 2.15. Sección estratigráfica del Paleozoico Inferior en Cárcel Puncco Fig. 2.16. Sección estratigráfica del Paleozoico en Pongo de Coñeq Fig. 2.17. Sección estratigráfica de la Formación Ene y del Cretácico Superior en el Río Inambari Fig. 2.18. Sección estratigráfica de la base de la Formación Beu en Yucumo (Cuenca Beni) Fig. 2.19. Sección estratigráfica del tope de la Formación Beu en el Angosto de Quiquibey (Beni)

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Fig. 3.1. Mapa tectónico y ubicación de secciones estructurales Fig. 3.2. Línea sísmica en la estructura Sacha Shushufindi –Cuenca Oriente Fig. 3.3. Línea sísmica en la estructura San roque –Cuenca Oriente Fig. 3.4. Línea sísmica en la estructura Belén –Cuenca Marañón Fig. 3.5. Sección estructural a través del Domo de Cutucú Fig. 3.6. Sección estructural a través de la porción norte de la Cuenca Marañón Fig. 3.7. Sección estructural a través de la Cuenca Santiago Fig. 3.8. Línea sísmica en la estructura Yanayacu –Cuenca Marañón Fig. 3.9. Línea sísmica en la estructura Nahuapa –Cuenca Marañón Fig. 3.10. Sección estructural a través de la porción sur de la Cuenca Marañón Fig. 3.11. Sección estructural a través de la Cuenca Huallaga Fig. 3.12. Interpretación de la línea sísmica A - Cuenca Pachitea – al Oeste de San Matías Fig. 3.13. Interpretación de la línea sísmica B - Cuenca Pachitea – al Este de San Matías Fig. 3.14. Interpretación de la línea sísmica C - Cuenca Pachitea – terminación sur Fig. 3.15. Sección estructural a través de la Cuenca Pachitea Fig. 3.16. Sección estructural a través de la Cuenca Ucayali –extremidad meridional P. de Mainique Fig. 3.17. Línea sísmica entre el sinclinal externo de Punquiri –Cuenca Madre de Dios Fig. 3.18. Línea sísmica A - Cuenca Beni Fig. 3.19. Línea sísmica B - Cuenca Beni Fig. 3.20. Sección estructural a través de la Cuenca Madre de Dios –Pongo de Coñeq Fig. 3.21. Sección estructural a través de la Cuenca Madre de Dios –Río Inambari Fig. 3.22. Sección estructural a través de la Cuenca Beni –Ixiamas Fig. 3.23. Sección estructural a través de la Cuenca Beni –Rurrenabaque Fig. 3.24. Sección estructural a través de la Cuenca Beni –Lliquimuni Fig. 3.25. Sección estructural a través de la Cuenca Beni –Río Manique

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Fig. 4.1. Mapa paleogeográfico desplegado Fig. 4.2. Mapa paleogeográfico del Ordovícico – Silúrico Fig. 4.3. Mapa paleogeográfico del Devónico Fig. 4.4. Mapa paleogeográfico del Mississipiano Fig. 4.5. Mapa paleogeográfico del Pensilvaniano Fig. 4.6. Mapa paleogeográfico Pérmico Inferior-Superior Fig. 4.7. Mapa paleogeográfico del Permo-Triásico al Jurásico Inferior

75 77 78 80 82 83 85

Tesis GIL Antepaís

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