Informe Final De Arequipa.pdf

UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS FACULTAD DE INGENIERIA GEOLOGICA, MINERA, METALURGICA Y GEOGRAFICA ESCUELA ACADEMICA PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA

Distrito de Chivay

INFORME TRAMO 3: GRUBO B “Ambiente de Formación de las Fuentes Termales de la Calera Reconocimiento de Estructuras Sedimentarias de Deformación Localizadas en el Puente Yanque” INTEGRANTES ✓ HERNANDEZ FABIAN JULIO KEVIN (15160011) ✓ ISUIZA ESPICHÁN JAIRO DANLLELY (15160145) ✓ PEREZ PERALTA JOSE RONALD (15160015) ASESOR: ING. IVAN SANTOS PAREDES LIMA – PERU 2018

UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS FOTO GRUPAL

El mirador de la cruz del Condor

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DEDICATORIA El presente informe está dirigido cordialmente a las personas que nos apoyaron antes, durante y después del trabajo realizado, también a las personas que estuvieron involucradas en el proyecto, por creer en nuestro esfuerzo y dedicación, como también al ingeniero que nos guio durante todo el proceso de esta labor.

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Contenido 1.

RESUMEN ....................................................................................................... 6

2.

INTRODUCCION ........................................................................................... 7 2.1.

Objetivos .................................................................................................... 8

2.2.

Metodología de trabajo ............................................................................ 8

2.3. Geografía ....................................................................................................... 10 2.3.1. Ubicación ............................................................................................. 10 2.3.2. Accesibilidad........................................................................................ 12 3.

GEOLOGIA ................................................................................................... 12 3.1. Geología Regional ......................................................................................... 12 3.1.1 Geomorfología ......................................................................................... 12 3.1.2 Estratigrafía ............................................................................................ 15 3.2 Geología Distrital ........................................................................................... 46 3.2.1 Geomorfología ......................................................................................... 46 3.2.2. Estratigrafía ........................................................................................... 49 3.2.3 Petrología ................................................................................................. 55 3.2.4 Volcanología ............................................................................................ 61 3.2.5. Riesgo geológico ..................................................................................... 66 3.2.6. Geología económica ............................................................................... 69 3.2.7. Historia Geológica.................................................................................. 70

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS 3.3 Geología Local ................................................................................................ 73 3.3.1. Estratigrafía ........................................................................................... 73 3.3.2. Geología Estructural.............................................................................. 76 4.

ENCARGO ..................................................................................................... 77 Target 1: Reconocimiento de Estructuras Sedimentarias de Deformación

Localizadas en el Puente Yanque. ............................................................................. 77 Target 2: Ambiente de Formación de las Fuentes Termales de la Calera ............ 80 5.

CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES........................................... 84

6.

BIBLIOGRAFIA ........................................................................................... 85

7.

ANEXOS ......................................................................................................... 86

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1. RESUMEN

La zona de estudio se encuentra ubicada en la cordillera de los Andes en la vertiente occidental al Sur del Perú, en el valle del Colca a una altitud de 3420 m.s.n.m. e incluye los distritos de Chivay, Yanque, Ichupampa, Achoma, Maca, Madrigal y Pinchollo.

Durante el recorrido se logró identificar principalmente las siguientes unidades geomorfológicas: superficies fluviales, una superficie sobre flujos volcánicos dentro del valle y las altas mesetas volcánicas sobre el Valle del Colca. Se encontraron pequeños afloramientos del grupo Yura. Se observaron rocas del Grupo Tacaza, compuesto de rocas volcánicas andesíticas. Se observó complejos volcánicos Mio-pliocenos del Grupo Barroso estos se encuentran emplazadas en las partes altas de los flancos del valle, presencia de manifestaciones geotermales a lo largo del Valle del Colca como Las fuentes termales La Calera en Chivay y las Fuentes termales Chacapi en Yanque, también la presencia de diferentes tipos de depósitos (depósitos lacustrinos, volcano-sedimentarios y de avalanchas volcánicas).

En las diferentes estaciones realizadas se pudieron observar fallamientos, plegamientos, estructuras de deformación de sedimentos blandos (sismitas, slump), estructuras de carga, complejos volcánicos (Ampato, Sabancaya, Hualca Hualca, Chachani, Misti, Mismi, Ubinas), fases tectónicas (Eoceno superior - Oligoceno inferior, Oligoceno superior - Mioceno inferior, Mioceno superior, Plioceno y Pleistoceno Holoceno) y el riesgo geológico producto de movimientos en masa (deslizamientos en Maca, Madrigal, Lari).

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2. INTRODUCCION

Para el presente informe, se planteó como objetivo general realizar una descripción geológica de la zona, basada en la bibliografía revisada y en la interpretación geológica y estructural realizada en Pre-campo, y posteriormente en la visita de campo, realizar la corroboración en el área de estudio.

Se efectuaron varias estaciones, donde se explicó y se expuso las características geológicas de la zona, petrología, estratigrafía, geomorfología, geología estructural, interpretaciones de la geodinámica externa y la vulcanología de ciertas estaciones.

Para la caracterización geológica de la zona del Cañón del Colca y el Valle de los Volcanes de Andahua, se utilizaron las cartas geológicas de los cuadrángulos de Chivay (hoja 32-s) y la cartas topográficas de la zona, también el uso la imagen satelital LANDSAT 8 TM, que ayudó a la interpretación de la geología de cada estación, todo est trabajo se realizó en la fase de Pre-campo; y posteriormente se corroboro que la geología plasmada en la carta geológica correspondía con la interpretación geológica in situ de cada estación visitada.

Los resultados obtenidos comprenden conocimientos básicos de la geomorfología, estratigrafía, geología estructural, geodinámica externa, petrología, y vulcanología que ocurren dentro del área de estudio.

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2.1. Objetivos ✓ Objetivo general

Realizar una descripción geológica de la zona, basada en la bibliografía revisada y en la interpretación geológica y estructural realizada en Pre-campo. ✓ Objetivos específicos

Corroboro que la geología plasmada en la carta geológica correspondía con la interpretación geológica in situ de cada estación visitada.

2.2. Metodología de trabajo

La metodología empleada para este estudio se desarrolló en tres etapas de trabajo, de la siguiente forma:

Gabinete I

Los trabajos de gabinete o preliminares consistieron: ✓ Recopilación de información bibliográfica y su posterior evaluación. ✓ Recopilación de información cartográfica (mapas topográficos a escala 1:50 000, 1:25 000, 10 000), imágenes satelitales. ✓ Generación de la cartografía básica, delimitando el área de estudio. ✓ Análisis y fotointerpretación de estructuras por medio de imágenes satelitales. ✓ Generación de mapas preliminares para su respectiva comprobación en campo.

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Campo ✓ Los trabajos de campo fueron efectuados en diferentes días; en dichas salidas se realizaron las siguientes actividades: ✓ Ubicación de la zona de control en el mapa topográficos que consto con la descripción geomorfología y estratigráfico con ayuda de los cuadrángulos e imágenes satelitales. ✓ Tomar datos de control estructural con la brújula. ✓ Se realizaron trazos a mano alzada con orientación, fotos orientadas, muestreo, con la adecuada interpretación de datos obtenidos y verificación de puntos de control.

Gabinete II ✓ Procesamiento y análisis de datos obtenidos en campo. ✓ Digitalización de columnas estratigráficas e interpretación de ellas. ✓ Digitación de mapas finales. ✓ Elaboración de cuadros, figuras, selección de fotografias ilustrativas y redacción de informe final.

Materiales ✓ Mapa geológico del Perú ✓ Mapas topográficos ✓ Imágenes satelitales ✓ Brújula ✓ Picota ✓ Libreta de campo

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2.3. Geografía 2.3.1. Ubicación

La zona de estudio se encuentra ubicada en la cordillera de los Andes en la vertiente occidental al Sur del Perú, en el valle del Colca a una altitud de 3420 m.s.n.m. ➢ Ubicación Política •

Distrito de Yanque

•

Distrito de Chivay

•

Provincia de Caylloma

•

Departamento de Arequipa

➢ Ubicación Geográfica

Target 1

Target 2

Norte

8267303.16

8272128.91

Este

213529.99

2633.81

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Imagen 1: Imagen satelital donde se muestra la localización de nuestros targets.

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2.3.2. Accesibilidad

El medio por el cual nos dirigimos a la zona de estudio es de carretera asfaltada, aunque en ciertas partes lo constituyen por trochas. El siguiente cuadro resume las distancias, tiempos y tipos de caminos:

3.

Ruta

Distancia

Tipo de camino

Tiempo

Arequipa-Yura

29 km

Asfaltada

1h- 15min

Yura – Chivay

136 km

Asfaltado

2h- 15min

Chivay – Yanque

8 km

Trocha

12min

Yanque- Maca

15km

Asfaltado/trocha

18min

GEOLOGIA

3.1. Geología Regional

3.1.1 Geomorfología En el cuadrángulo de Arequipa se han distinguido seis unidades geomorfológicas relativamente diferentes; ellas son: Planicie-costanera, Cordillera de Laderas, Estribaciones del Altiplano, Altiplanicies, Arco Volcánico del Barroso y Penillanura de Arequipa.

Planicie Costera Esta unidad se encuentra en el sector Suroccidental de la Hoja y está limitada por el Este, con la Cordillera de Laderas, y por el Oeste, con la Cordillera de la Costa que se halla ubicada fuera del área estudiada. La Planicie costanera es una superficie llana, extensa, formada en sedimentos subhorizontales de edad cenozoica; disectada medianamente por quebradas anchas, de fondo plano y poco profundas, tributarias del río Vítor. Sus altitudes varían de 1,400

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS m.s.n.m., cerca de la esquina Suroeste, a poco más de 2,000 m.s.n.m., en las partes más elevadas, con una pendiente de 2.5% inclinada hacia el Suroeste. El río Vítor corta a la Planicie a través de un valle amplio, cuyo lecho está a 200 m. de la superficie.

Cordillera basal Es una cadena montañosa con una elongación de Noroeste a Sureste que se prolonga por muchos kilómetros fuera de la hoja de Arequipa. La mayor parte de esta unidad, en el área de estudio, está constituída por rocas plutónicas; pero, hacia el Noroeste, predominan las rocas metamórficas del Complejo Basal y en la parte Sureste, dentro de la masa, intrusiva, se encuentran algunos remanentes de rocas sedimentarias. El relieve muestra pendientes altas hacia los flancos, cuyos puntos más elevados están representados por las cumbres de los cerros Santa Rosa (2,982 m.), Torconta (3,040), Las Laderas (2,620 m.) y San Ignacio (2,655 m.), caracterizados por sus formas redondea- das o rugosas. Esta cadena de cerros presenta un sistema de drenaje detrítico y está atravesada por los valles encañonados del Sihuas y Vítor.

Estribaciones del Altiplano Esta unidad está comprendida entre la Cordillera de Laderas y el curso Superior del río Yura, entre las altitudes de 3,000 y 3,700 m. Se caracteriza por presenta una topografía agreste, de relieves prominentes, surcada por numerosas quebradas y valles profundos. Sus formas están íntimamente ligadas a la estructura y a la diversa resistencia al intemperismo y erosión de las diferentes unidades litológicas. Asímismo, la erosión ha incidido sobre la antigua superficie de Laderas (W. Jenks, 1948), labrada antes de la deposición de los volcánicos Tacaza.

Altiplanicies En el límite Norte de la hoja, sobre las Estribaciones del Altiplano, se presente pequeñas áreas, más o menos planas, con ligeras ondulaciones y de contornos

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS irregulares, separadas por quebradas profundas que cortan capas volcánicas subhorizontales. A estas áreas, en el presente informe, se les dá el nombre de Altiplanicies. Las altiplanicies presentan una inclinación hacia el Oeste Suroeste, con un pendiente de 4 a 5% y sus altitudes varían de 3,600 a 3,800 m. Algunas de estas superficies, principalmente las labradas en el volcánico Tacaza, parecen ser remanentes de una superficie de erosión que se inclina hacia el Suroeste. Esta superficie pudo abarcar grandes extensiones, porque áreas de similares altitudes aparecen en las hojas vecinas de Chivay y Characato. Esta superficie podría corresponder a la superficie Puna de Mc. Laughlin.

Arco volcánico del Barroso S. Mendívil (1965), describe a esta unidad como una cadena de montañas agrestes de orígen volcánico siguiendo un alineamiento claramente circular con su concavidad hacia el Pacífico. Parte de esta cadena se encuentra en el sector Noreste de la hoja y está formada por los aparatos volcánicos del Chachani (6057 m.), Nocarena (5784 m.), y Las Minas (5015 m.), además de numerosos conos adventicios de menor altitud. Estos aparatos volcánicos se elevan, con respecto al nivel del mar, a partir de los 4,000 m. en el Altiplano (Hoja de Characato) y de los 2,800 m. en el área de estudio. En ellos se han desarrollado un sistema de drenaje de diseño radial. El río Chili que ingresa al área de Arequipa con una cota de 2,600 m., forma un profundo cañón que separa los volcanes Chachani y Misti, este último situado en la hoja de Characato. Las cumbres escarpadas del Chachani y Nocarane, son las únicas cubiertas por nieve perpetua; sin embargo, en las épocas de mayor precipitación, gran parte de esta Cordillera se halla cubierta por una capa de nieve poco persistente. La erosión glaciar parece no haber modificado mayormente el relieve, quedando sus productos circundando las partes más elevadas entre los 4,600 m. y los bordes de los casquetes de hielo.

Penillanura de Arequipa Es una superficie suavemente ondulada de forma groseramente triangular, comprendida entre las localidades de Arequipa. Yura y la confluencia de los ríos Chili

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS y Yura. A su vez está rodeada de cerros altos que forman parte de la Cordillera de Laderas, de las Estribaciones del Altiplano y del Arco de Barroso. La penillanura se ha formado en los tufos del volcánico Sencca, que ocuparon una depresión originada, posiblemente, por erosión. Presenta un sistema de quebrada paralelas, con caudales temporales y secciones transversales en “V “, drenando hacia los ríos Chili y Yura. Las altitudes de esta superficie ascienden desde los 1,800 m. hasta los 2,600 m.s.n.m., con una pendiente de 5%, inclinada hacia el Suroeste.

3.1.2 Estratigrafía En el área comprendida del cuadrángulo de Arequipa, se exponen diferentes unida- des litológicas, de naturaleza sedimentaria, ígnea y metamórfica, cuyas edades varían desde el Pre-cambriano hasta el Cuaternario reciente. Las rocas más antiguas están representadas por varios tipos de gneis y pequeños stocks de granito potásico que contituyen el Complejo Basal de la Costa, con una edad Precambriana. En el área, no existen afloramientos de rocas paleozoicas como en otros lugares del Sur del Perú. Tampoco se han reconocido formaciones triásicas. Las formaciones jurásicas y cretáceas, posiblemente de ambiente marino en su totalidad, ofrecen una secuencia muy bien expuesta y desarrollada; aunque, tal vez, con ciertas lagunas estratigráficas que no han sido determinadas por la ausencia de fósiles guías. A las rocas terciarias, por su carencia de fósiles, no se les ha podido asignar una edad precisa, habiéndoseles dado una edad relativa solamente por comparación con otras de la región. Así, las formaciones Sotillo y Huanca se les considera del Terciario Inferior, en base a su posición estratigráfica y correlaciones estructurales, sin que haya conexión entre una y otra, dado que se encuentra separadas por la faja montañosa de Laderas y Calderas y por la secuencia sedimentaria de Mesozoico. De la misma manera, entre las formacones Sotillo y Tacaza, no se han encontrado evidencias acerca de sus relaciones, tal como las que existen entre las formaciones Tacaza y Millo. Esta última demuestra ser más joven que el volcánico Tacaza, desde que contiene clastos de éste. Las demás formaciones superiores se presentan, sin mayor problema, superpuestas a las ya mencionadas.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS El cuaternario más antiguo está representado mayormente por las rocas del grupo Barroso, diferenciado en volcánicos Chila y Barroso, que constituyen la Cadena del Chachani y Misti. Encima de éstos, se tiene los depósitos de flujos de barro, morrenas, fluvioglaciares, piroclásticos, aluviales y eólicos.

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Imagen 2. Fuente INGEMMET

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Complejo Basal de la costa El Complejo Basal de la Costa (Bellido y Narváez, 1960), es un conjunto de rocas metamórficas de características similares a las que se exponen en la parte Noroeste del Cuadrángulo de Arequipa, formando una faja ancha. Está limitada, al Oeste, por las formaciones terciarias; al Este, por las formaciones mesozoicas; al Sur por la tonalita Torconta (mediando una zona de relictos de rocas metamórficas dentro de la masa intrusiva); y al Noroeste, pasa a la Hoja de Aplao. En el límite Sur del cuadrángulo, estas rocas metamórficas se exponen como una prolongación del afloramiento de Cerro Verde (Hoja de la Joya) y otros afloramientos pequeños, se hallan diseminados en el lecho del río Chili, cerca de la planta hidroeléctrica de Charcani, (Jenks, 1948). Las rocas de este basamento cristalino corresponden a distintas variedades de gneis, los cuales han sido intruídos por pequeños stocks de granitos potásicos antíguos.

Gneis Se distinguen tres tipos dominantes: gneis bandeado, gneis cuarzo feldespático y gneis anfibólico. El gneis bandeado se caracteriza por tener bandas alternantes félsicas y máficas, de espesores variables. Las primeras son de color rosado constituídas principalmente por cuarzo y feldespato y en algunos lugares forman “augen gneis”. Las segundas son gris oscuras a verdosas con un contenido alto de anfíbol. Localmente, hay transiciones entre el gneis bandeado y los otros tipos de gneis; así, existen lugares donde predominan las bandas félsicas, resultando un gneis cuarzofeldespático, que según la proporción de sus minerales principales corresponde a gneis granítico, adamelítico y granodiorítico. También, hay lugares donde la anfibolita suele ser predominante, sobre todo en los bordes NE y SO del batolito. El exámen microscópico de varias muestras, revela que los principales constituyentes félsicos de los gneis son: cuarzo, microclina, pertita, plagioclasas, anfíbol y biotita; los accesorios incluyen esfena, zircón, magnetita, clorita, epidota, apatita y granate. La composición mineral, textura y estructura, sugieren que los gneis son el resultado de la transformación de una secuencia original de areniscas feldespáticas y grauwacas con material volcánico intercalado.

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El bandeamiento en el afloramiento NO de la Hoja tiene una pronunciada alineación de NNO con buzamiento muy alto ó vertical

Granitos Potásicos Estas intrusiones antiguas se hallan íntimamente ligadas a las rocas gnéisicas en varios lugares, tal como en las vecindades de río Siguas. La roca es de color gris claro a rosado, mayormente de grano grueso, generalmente foliado y con prominentes lamelas de muscovita en los planos de foliación. Los principales minerales constituyentes son: cuarzo, feldespatos y muscovita. El feldespato potásico está representado por microclina o pertita.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS El granito no siempre ofrece contactos nítidos con el gneis, existiendo zonas de migmatitas, donde el granito se presenta mezclado con los gneis y especialmente con la anfibolita. Edad y Correlación. - Las rocas del Complejo Basal de la Costa son las más antiguas de la región, a las cuales se les encuentra debajo de la Formación Chocolate (Jurásico Inferior) en el C° Nicholson, ubicado en el límite Sur de la Hoja de Arequipa. En la hoja de Aplao (J. Guizado, 1968), el gneis se halla debajo de la Formación Torán de edad Devoniana, siendo ésta la unidad más antígua, de edad conocida, relacionada directamente con los gneis. Pero, en el cerro Santa Rosa ubicado entre Murco y Lluclla, por determinación radiométrica (K/A) se ha establecido una edad Pre-Cambriana para el gneis. Asimismo, el granito rojo ha dado una edad absoluta de+ 440 millones que corresponden al Paleozoico Inferior (W. García, 1968), el cual puede ser considerado coetáneo con el granito potásico del cuadrángulo de Arequipa. Rocas equivalentes han sido reconocidas por diversos autores desde Marcona hasta Ilo en la Costa Sur del Perú y aún dentro del territorio chileno. También se les correlaciona con el Complejo del Marañón (Wilson y Reyes, 1964) que aflora en el valle del mismo nombre.

Volcánico Chocolate Este nombre fue dado por W. Jenks (1948) y proviene de la cantera de Chocolate situada a 20 km. al NO de Arequipa. Las relaciones estratigráficas de la Formación Chocolate, con las rocas del Complejo Basal no son muy claras, e infrayace con discordancia erosional a la Formación Socosani. En la cantera de Chocolate existe un pequeño afloramiento de unos 40 m. de grosor, donde los 6 m. superiores están integrados por calizas grises y marrones con abundantes corales, las cuales son explotadas como mármoles ornamentales. Estas descansan sobre brechas volcánicas con algunas intercalaciones de calizas. Aproximadamente a 1.5 Km. al NE de la cantera, se halla otro afloramiento, separa- dos entre sí, por los tufos pliocénicos. En este lugar, donde la secuencia es predominante- mente de origen volcánico, alternan derrames, brechas y tufos, con capas de calizas marrón, ferruginosas y pobremente fosilíferas. Jenks obtuvo 72.2 m. de grosor en la sección respectiva.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS El afloramiento a inmediaciones de la Planta embotelladora de Socosani (Foto No. 1), es de forma irregular, alargado de NE a SO, e interrumpido por una falla gravitacional de poco salto que hizo descender el bloque NE. En él, se observa que la parte inferior está representada predominantemente por rocas de origen volcánico, tales como brechas, derrames y tufos de color violáceo, marrón oscuro y verdoso, los mismos que hacia la base presentan una marcada esquistosidad y han sido atravesados por numerosos diques de naturaleza ácida. Se le considera un grosor de 600 m. Luego, encima se exponen unos sedimentos que alternan con derrames volcánicos, terminando con brechas volcánicas de color morado y pasta afanítica, que se encuentran infrayaciendo en discordancia erosional a las capas basales de la Formación Socosani. El grosor calculado es de 150 m. Entre los sedimentos destacan unas areniscas violáceo oscu- ras con fracturas astillosa, calizas del mismo color, lutitas pizarrosas con fracturas menudas, capas de sílex bandeada de color rojo ladrillo y verde claro, lutitas arenosas con escaso contenido de ammonites del género Arnioceras y algunas capas de caliza silicificada. En la parte alta de la quebrada Liquiña, el volcánico Chocolate consiste de derrames de dacitas, andesitas y tufos. En la parte superior se presenta un derrame ácido rosado a rojizo, que descansa sobre brechas volcánicas moradas a verdosas, con manchas disemina- das de óxido de Cu. La Formación Chocolate al Noroeste de la hoja, conforma un afloramiento alargado, desde el C° Huarco hasta la quebrada Bisnuyocc, con una orientación NOSE, interrumpido por los tufos del grupo Tacaza. Tiene una longitud de 10 Km. y un ancho variable - (no mayor de 1.5 km.). Su constitución litológica es similar a los descritos anteriormente, aunque aquí la presencia de metasedimentos es notable. El borde occidental del afloramiento anterior se pone en contacto con los gneis del Complejo Basal. Mediante una falla no muy discernible, que también podría ser una discor- dancia angular entre las dos formaciones; mientras que, en el otro borde, el contacto con la Formación Superior (Socosani), es con débil discordancia erosional. En el límite Sur del cuadrángulo, entre las carreteras Variantes de Uchumayo y Panamericana Sur, la Formación Chocolate está integrada principalmente por metavolcánicos, que al Oeste del Cerro Nicholson descansan sobre los gneis del Complejo Basal (Jenks, 1948).

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS El contenido fosilífero supone un medio ambiente deposicional marino, de aguas someras. Edad y Correlación: J. Wells basándose en los corales de los géneros Oppelismilia y Astrocoenia, provenientes de los arrecifes calcáreos, le asigna una edad liásica. (Jenks, 1948). La presencia del género Arnioceras, indica una edad sinemuriana para los afloramientos de la Planta Embotelladora de Socosani. Por lo tanto, la edad del Volcánico Chocolate corresponde al Sinemuriano, cabiendo la posibilidad de que algunos niveles sean más antiguos y otros más modernos, pero siempre dentro del Liásico. La Formación Chocolate se ha reconocido también en los cuadrángulos de Tacna, La Yarada, Locumba, Ilo, Punta de Bombón, Clemesí, La Joya, Puquina (boletines de la C.G.N.) Se le correlaciona con la Formación Pelado (Wilson y García, 1962)

Formación Socosani Jenks (1948), la describe por primera vez y considera dos miembros, indicando como localidad típica un afloramiento a ½ km. de los baños termales de Socosani. Posteriormente V. Benavides (1962) en la misma localidad, diferencia tres miembros dentro de esta Formación. La Formación Socosani descansa en discordancia erosional sobre los volcánicos Chocolate y también subyace en igual condición al Miembro Puente del grupo Yura. Aflora en diferentes lugares y entre ellos se tiene: En el límite Sur de la hoja, en el cerro Nicholson, esta Formación se presenta sobre los metavolcánicos de la Formación Chocolate, como una serie de calizas de grano grueso y de color variable entre gris claro, gris oscuro y marrón. Han sido recristalizadas por metamorfismo termal, siendo notable la presencia de Wollastonita en algunos estratos. Esta secuencia hacia los niveles superiores pasa a lutitas, areniscas cuarcíticas con ligera estratificación cruzada y cuarcitas. Contienen pirita finamente diseminada y están penetradas por sills gruesos pórfido tonalítico. Al SO de C° Negro en un pequeño afloramiento rodeado de los tufos pliocénicos, se halla una secuencia incompleta de la Formación Socosani. Los niveles superiores

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS (70 m. de grosor) están representados por calizas gris claras o negruzcas, en capas delgadas que alternan con areniscas coquiníferas y lutitas bituminosas con abundantes braquiópodos. La parte inferior que es más detrítica, tiene un grosor de 70 m. y está integrada por areniscas calcáreas con gasterópodos (nerineas) y concreciones; debajo, haya calizas marrón grisáceas de grano fino en capas de 30 cm. con ammonites y bancos gruesos de microcoquinas de coloración rojiza a verdosa. En la carretera Variante de Uchumayo, la Formación Socosani ha quedado como un remanente, alargado de NO a SE, en las rocas plutónicas, mostrando un metamorfismo de contacto más o menos intenso y algunas perturbaciones estructurales, como pliegues, fallas y fracturas que han originado el desprendimiento de bloques, En la cumbre, las calizas son gris azuladas, algo silicificadas y se intercalan con areniscas cuarcíticas negruzcas que pasan, hacia abajo, a cuarcitas negruzca de grano muy fino con nódulos impregnados de óxido de manganeso y, a caliza silicificada de color crema con cristales de cuarzo. Presentan bandeamientos paralelos a la estratificación. El afloramiento de la parte alta de la Quebrada Liquiña, está constituído principalmente por calizas gris azuladas a negruzcas replegadas, recristalizadas y atravesadas por venillas de calcita. Se intercalan con capas de limolitas y areniscas. Las primeras son compactas, gris oscuras y tienen una estratificación delgada con ligera esquistosidad. Las segundas son gris oscuras y contienen concreciones esféricas. Al Oeste de Murco, en el C° Huarco y más al Sur, entre el río Siguas y la quebrada Jachcapunta, la Formación Socosani aflora a lo largo de una faja angosta con dirección NO, presentando en la desembocadura del río Pichirigma o Huasamayo.

Formación Chocolate La litología de la Formación Socosani, así como su contenido fosilífero y capas de yeso, indican un medio ambiente deposicional marino, de aguas de relativa profundidad con aporte de material volcánico. Edad y Correlación. - V. Benavides (1962), establece que la edad de la Formación Socosani abarca desde el Toaraciano Superior hasta el Bajoniano medio, en base a la presencia de Dctylioceras sp. Zugodac tylites sup. Phymatoceras sp. Graphoceras sp. Sonninia sp. y Belemnopsis nov. sp.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Sedimentos de la misma edad se han encontrado en la región de Pachía-Palca, integrantes de las formaciones San Francisco y parte superior de Pelado (Wilson y García, 1962). A su vez dichos autores, a la Formación San Francisco la correlacionan con la Formación Caleta Ligate del Norte de Chile (Cecioni y García, 1960) y Río Grande de Nazca (Ruegg, 1960). Según F. Megard (1968), en la parte central del país, también se describen sedimentos coetáneos, con parte de la Formación Socosani, tales como las formaciones Chunumayo del Bajociano medio, Cercapuquio del Bajociano Inferior-Aaleniano Inferior, y, la Formación Condorsinga del Sinemuriano Superior al Toarciano Superior y quizás hasta Aaleniano Inferior.

Grupo Yura J. Wilson (1962) da el rango de grupo a la Formación Yura de W. Jenks (1948) distinguiendo las formaciones Ataspaca y Chachacumane, Inferior y superior respectivamente. W. Jenks (1948), estima un grosor total de 3,500 m.; pero, V. Benavides (1962), en la sección típica mide solamente 2,142 m., dividiéndola en cinco miembros en el siguiente orden, de la base al tope, Puente, Cachíos, Labra, Gramadal y Hualhuani; posteriormente, C. Guevara (1969) reconoce dichos miembros en el cuadrángulo de Characato indicando un grosor de 2,900 m.

Miembro Puente V. Benavides (1962) al describir al Miembro Puente, después de señalas que la localidad típica se halla a lo largo del río Yura, frente a las termas de Socosani, anota lo siguiente: “Se caracteriza por la predominancia de areniscas cuarcíticas de grano muy fino, apenas discernible, de colores amarillentos, pardos y verdosos aceitunados, que intemperizan a colores pardo oxidado claro, rojo oxidado o rojo grisáceo, en algunos sitios con chispas ferruginosas, generalmente en estratos medianos u ocasionalmente gruesos, algo impuros y a veces con chispas ferruginosas, con restos de plantas, estratificadas con cantidades menores de lutitas negras, carbonáceas, duras, que llevan concreciones esféricas y achatadas, algunas de ellas conteniendo ammonites”.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Asímismo, a dicho Miembro le da un grosor de 600 m. e indica que el contacto con la Formación Socosani es discordante, mientras que con el Miembro Cachíos es algo arbitra- rio, debido a que los dos (Puente y Cachíos) tienen litología similar, habiéndose considerado el comienzo de la unidad superior, tan solo por el hecho de que las lutitas negras empiezan a engrosar y predominar. También, le da un origen marino y por la presencia de plantas infiere la proximidad a tierra emergida probablemente a poca altura. Al este de C° Negro el Miembro Puente está formado por bancos de 60 a 80 cm. de cuarcitas gris parduscas, por intemperismo rojo amarillentas, de grano fino, con impregnaciones de limonita. Estas intercalan con bancos de areniscas pardo amarillentas, de grano fino y lutitas verdes y negras. Algunos estratos de areniscas y lutitas contienen abundantes restos de plantas y concreciones silíceas, en las que se pueden encontrar moldes mal conservados de ammonites. Entre el C° Huarco (a 4 km. al NO de Murco) y el río Siguas, las cuarcitas y areniscas son gris oscuras y por intemperismo gris verdosas. También, las lutitas son, en mayor proporción, gris oscuras a negruzcas, intercalándose con algunos estratos de areniscas arcillosas de color verde.

Miembro Cachios Ha sido descrito por V. Benavides (1962), dándole dicho nombre por llamarse así la quebrada, a lo largo de la cual se midió la sección típica; donde, entre otras cosas, dice que está constituído por lutitas negras y gris oscuras, tufáceas en algunas unidades y carbonáceas en otras; con intercalaciones menores de lutitas y siltitas grises a beiges, de grano fino, en capas medianas, fuertemente lenticulares y con un grosor total de 603 m. Sus contactos son conformes, pero con el Miembro Puente es gradacional y por lo tanto arbitrario; no así con el Miembro Labra que es definido, aunque en la base de éste, todavía persisten las lutitas oscuras, pero son menos gruesas. Esta unidad en el área comprendida entre el río Siguas y Lluta (Hoja de Aplao), consiste principalmente de lutitas negras carbonosas (algunas son pizarrosas) con estratificación delgada, que se hallan alternando con estratos de areniscas gris claras a beiges en parte cuarcíticas y areniscas arcillosas de color gris verdoso. Las capas de

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS lutitas contienen restos de plantas; y también cerca de Lluta en un corte de la carretera, se encontró ammonites pero en mal estado de conservación. Los estratos de esta unidad, debido a su poca rigidéz, se hallan formando pliegues disarmónicos muy apretados, o estructuras ampllias como el río Pichirigma al NO de Murco El origen de estas rocas es marino, pero la naturaleza y contenido de plantas, sugiere un ambiente en aguas relativamente poco profundas.

Formación Labra V. Benavides (1962), lo estudió en el cerro Labra, ubicado inmediatamente al Sur de la cresta de Hualhuani, quedando de por medio la quebrada Cachíos. En dicha localidad típica obtuvo 807 m. de grosor. Sus contactos son definidos, aunque las lutitas negras del Miembro Cachíos todavía persisten un poco en la base; en cambio, el contacto con el Miembro Gramadal, está dado por un contraste litológico muy marcado. En la falda Sur del cerro Gramadal, directamente sobre el Miembro Cachíos, continúa una secuencia litológica bastante variable, predominando las areniscas cuarcíticas y cuarcitas sobre las lutitas y limolitas, que, a su vez, por ser más duras, sobresalen en la topografía.

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Las areniscas, areniscas cuarcíticas y cuarcitas, son de color gris claro a pardusco, por intemperismo amarillo rojizas y rosado parduscas. Son de grano fino a medio, con óxidos de fierro en manchas diseminadas. Forman capas de grosor variable y generalmente presentan estratificación cruzada y restos de plantas. Estas están intercaladas con paquetes gruesos de lutitas y limolitas de color verde amarillento a marrón violáceo, que hacia la base son gris oscuras o carbonosas. También, existen capas esporádicas de caliza ferruginosa de color marrón rojizo, con restos de lamelibranquios y gasterópodos. En el área de Murco el Miembro Labra se compone de areniscas gris claras a verdosas y lutitas también del mismo color, con buzamientos casi verticales. Al Este de Murco, en el río que baja de Huanca, aproximadamente en la parte media de la sección, existen entre las areniscas y lutitas oscuras, lentes delgados y flexionados de carbón.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS El Miembro Labra es el más grueso del grupo, habiéndoseles calculado, en el río Huasamayo o Pichirigma, un grosor de 1070 m. Estructuralmente las capas de Labra, entre las localidades de Cincha y Murco, tienen un rumbo predominantemente hacia el NO, pero, antes y después de las localidades nombradas las capas sufren una inflexión en dirección E-O, tal como se ve en el C° Gramadal y en la esquina NW de la Hoja. Los pliegues se hallan apretados en los cerros ubicados al Norte de Cincha. Los sedimentos de Labra se depositaron en un ambiente marino de poca profundidad, quizás con ciertas oscilaciones. La presencia de plantas indica proximidad al Continente.

Miembro Gramadal V.

Benavides (1962) lo denomina Caliza Gramadal y anota que anteriormente

habían sido identificadas por W. Jenks. Señala, a su vez, las faldas orientales de los cerros Hualhuani y Labra como localidad típica, habiendo obtenido un grosor de 82 m. con sus contactos conspícuos, tanto con el Miembro Labra (Inferior) como con e Miembro Hualhuani (Superior), siendo más relevante este último. Este Miembro constituye una unidad característica e importante, estando integrado esencialmente por bancos de 1 a 3.50 m. de calizas arrecifales de color marrón a gris oscuro, las que se particularizan por su gran contenido fosilífero, integrado por gasterópodos (neríneas) restos de lamelibranquios y corales, que por estar mal preservados no permiten su determinación precisa. Intercalándose con las calizas, en menor proporción, hay estratos de lutitas y limolitas amarillo verdosas hasta marrón violáceas. En la parte media, es notoria la presencia de bancos gruesos de arenisca cuarcítica de color blanquecino. (Foto No. 3). En el río Pichirigma el Miembro Gramadal tiene un grosor que se estima en 95 m. y la parte superior está constituída por areniscas verdes oscuras con intercalaciones menores de lutitas del mismo color, con 15 m. de grosor más o menos. El medio ambiente de deposición es netamente marino y la fauna indica poca profundidad.

Miembro Hualhuani

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS W. Jenks (1948) describió a esta unidad como Cuarcita de Hualhuani; posteriormente, V. Benavides (1962) la denominó Cuarcita Hualhuani, e indica que constituye el Miembro Superior, atribuyéndole unos 50-60 mts. de grosor. Este Miembro se halla encima del Miembro Gramadal con un contacto conspícuo, al estar dado por elementos litológicamente muy diferente; en cambio, el contacto con la Formación Murco que está suprayaciéndolo, es gradacional y en ciertos casos impreciso. (Foto. No. 4) Estas rocas son duras y compactas, destacándose en la topografía al formar crestas o escarpas. En el C° Hualhuani (localidad típica) este Miembro se caracteriza por estar constituído de areniscas cuarcíticas y cuarcitas de grano fino, de color blanco que por intermperismo se torna rojo amarilleno claro: forman generalmente bancos gruesos, a excep- ción de la parte media, donde son delgados; y en todos ellos es frecuente la estratificación cruzada y la presencia de restos vegetales. En el área del río Siguas, la litología continúa muy similar, presentándose en la base unos 15 m. de areniscas blanquecinas de grano fino, sacaroides, debajo de 50 m. de cuarcitas gris amarillentas con mancha amarillo rojizas de óxido de fierro, gran fino a medio, duras y compactas Más a NO, en las vecindades de Taya, las areniscas son algo friables, de color pardo claro a violáceo y de grano variable; intercalan con cuarcitas violáceas de grano fino y com- pactas. Los estratos son gruesos y verticales, dispuestos en una faja angosta que se halla entre el Miembro Gramadal y la Formación Murco. Edad y correlación. - Pese al hecho de haberse encontrado dentro del grupo Yura, en terminados niveles de ciertos lugares, abundantes restos de fósiles tanto de animales como vegetales, no ha sido posible la determinación precisa del lapso durante el cual se ha depositado y más aún cuando se trata de sus miembros en particular. V. Benavides (1962) señala que los ammonites Reineckia y Macrocephalites indican una edad calloviana Inferior a media, y el género Perisphinctes una edad oxfordiana para la parte superior; por lo que, al Miembro Puente se le asigna una edad Calloviana-Oxfordiana. Esta fauna también ha sido descrita en la Formación Ataspaca por Wilson y García (1962). Se le correlaciona con las formaciones Guaneros (E. Bellido y C. Guevara, 1963) y Lagunillas de Puno (Newell, 1949). El Miembro Cachíos no tiene fósiles guías, razón por la que su edad es supuesta, y se cree que pueda abarcar parte del Oxfordiano y posiblemente el Kimmeridgiano.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Este miembro ha sido reconocido en otros lugares del Sur del Perú, tal como en los cuadrángulos de Characato (C. Guevara, 1969), Omate y Puquina (W. García, en proceso de trabajo). En las faldas del C° Labra se han encontrado unas trigonias en las areniscas superiores, las que en otros lugares se aluden asociadas con fósiles del Jurásico Superior-Cretáceo Inferior. N. Newell, citado por W. Jenks (1948) asignó una edad jurásica superior a unos afloramientos que probablemente correspondan, por lo menos a una parte de la unidad referida por W. García (1968), quien en el abra de Tiabaya, en la parte media de la sección medida (equivalente al miembro Labra), ha encontrato Berriasella cf. B. Chillonensis Rivera; Berriasella sh.; y Parahoplitidos indeterminables, que indican el Berriasiano y probable- mente hasta el Titoniano. Por lo anterior y por su grosor, el Miembro Labra podría abarcar el Titoniano, llegando quizá la parte inferior al Kimmeridgiano y los niveles superiores al Berriasiano. Se le correlaciona con los estratos Puente Inga de los alrededores de Lima y con la Formación Chicama del Norte del Perú. A pesar de que el Miembro Gramadal posee gran cantidad de fosiles, estos no permiten precisar su edad, pero es posible que corresponda al Barriasiano. El Miembro Hualhuani carece de fósiles, pero por yacer sobre las calizas gramadal de supuesta edad berriasiana y debajo de la Formación Murco, posiblemente, del Neocomiano Superior, correspondería a este Miembro una edad Neocomiana Inferior. Se le correlaciona con la Formación Chimú del Norte del país.

Formación Murco Jenks (1948) dio el nombre de esta Formación y posteriormente Benavides (1962) establece la sección típica en el paraje denominado Pacchay Sta. Rosa en el valle Siguas. Los afloramientos de la Formación Murco, constituyen dos fajas; la oriental es uni- forme y se le ha observado desde la quebrada Portillo (secundaria de la quebrada Hualhuani) con una dirección NO hasta la esquina NO del cuadrángulo, con sus capas muy inclinadas hacia el NE entre los miembros Hualhuani y Arcurquina, cubierta en tramos por el volcánico Tacaza; la occidental, es algo sinuosa y en su parte meridional tiene la forma de un arco rodeando a las quebradas Liquiña, Cincha y Hualhuani, con

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS rumbos que varían desde NO hasta NE, buzando las capas hacia el interior del arco, cuyo límite representa la traza de una falla. Los contactos de la Formación Murco con las unidades infra y suprayacentes, Hualhuani y Arcurquina respectivamente, son considerados concordantes. En la esquina Noroeste del cuadrángulo, la Formación Murco se encuentra debajo de las rocas del complejo basal y de la Formación Socosani. Litológicamente en el río Pichirigma, la formación presenta tres partes bien diferen- ciadas. La inferior tiene un grosor de 150 m. y está formada por lutitas abigarradas con estratificación laminar y fácilmente deleznables, las cuales se intercalan con capas de areniscas y algunos estratos calcáreos. La parte media, consiste de areniscas friables blanco a pardo amarillentas (por intemperismo rojo violáceas), con grano medio a grueso, aspecto sacaroideo y a veces conglomerádicas.

Forman

bancos

gruesos

con

estratificación

cruzada

e

impregnaciones de óxido de fierro. Su grosor es de 70 m. Sobre las areniscas, yace una serie de 135 m. de lutitas mayormente purpúreas, que hacia los niveles superiores a la vez que se vuelven más arenosas, comienzan las intercalaciones de yeso y calizas que marcan el contacto con la Formación Superior, y que, al actuar como material lubricante, han favorecido a los sobreescurrimientos. Probablemente, aunque no se han encontrado fósiles, se admite que los sedimentos se habrían depositado en un ambiente marino, según sostienen otros autores; sin embargo, se espera la comprobación en trabajos posteriores, aunque es de anotar que la estratificación cruzada, presente en las areniscas de la parte media de la secuencia, sugiere que éstas se depositaron en un ambiente agitado y de poca profundidad.

Formación Arcurquina Esta Formación fue establecida por W. Jenks (1948) asignándole un grosor calcula- do en 640 m.; más tarde V. Benavides (1962) mide una sección a lo largo de la quebrada. Queñuahuayo (afluente de la quebrada Chilcane) obteniendo un grosor de 668 m. y la considera como respresentante típica de la Formación. Sus afloramientos abarcan desde la quebrada Los Brincos hasta el pueblo de Taya, en la esquina noroccidental de la hoja, formando una faja irregular de rumbo aproximado N 50° W y con un ancho variable de ½ km. a 3 ó 5 kms., debido, entre

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS otras cosas, a que está cubierta parcialmente por el volcánico Tacaza, lo que también puede apreciarse en otro afloramiento existente en la quebrada Jullalli afluente del río Yura. Se presenta bastante plegada, mostrando sus planos axiales generalmente inclinados hacia el NO, siendo muy escasos los lugares donde se puede medir una sección completa. La Formación Arcurquina tiene su contacto inferior gradacional y V. Benavides lo ubica en la base de la primera caliza gris marrón (de grano fino con algunos nódulos de chert); y, el superior parece ser concordante. Su parte oriental está limitada por una falla normal que la ha yuxtapuesto con la Formación Huanca (Foto. No. 6). La base de la Formación Arcurquina, en los lugares donde mejor se expone, tales como la quebrada Ojule (Ludmirca), Liquica y río Siguas, está constituída por fangolitas y areniscas marrón rojizas que se intercalan con capas gruesas de calizas. Sobre la zona mencionada, yace una gruesa serie de calizas plegadas de colores gris claro, beige y rosadas que intemperizan a marrón claro, algunas son microgranulares y están estratificadas mayormente en capas medianas y gruesas, dando un aspecto tableado. Margas, conglomerados calcáreos y algunas capas de areniscas verdosas se interca- lan con las calizas hacia los niveles superiores donde también se presentan venillas de calcita y yeso. Además, a esta Formación la caracteriza su contenido de chert, en capas lenticulares, concreciones y nódulos. La litología y la fauna fósil indican que la Formación Arcurquina se depositó en aguas marinas bien oxigenadas de ambiente nerítico, debido a un proceso transgresivo que se habría iniciado durante el lapso de la deposición de la Formación Murco. Edad y Correlación. - La Formación Arcurquina contiene gran cantidad de fósiles, siendo los más comunes los pelecípodos de los géneros ostrea y exógira, equinodermos y algunos ammonites. Los fósiles indentificados por V. Benavides (1962) son los siguiente: Exogira Minos que se encuentra en la parte inferior del Albiano medio; Tetragramma malbosii (Agassiz) y Holectypus (Caenholectypus) plantas varnumismalis que son representativos del Aptiano y Albiano Superior respectivamente; la ammonita Neolobites sp. y los equinoideos del género Salenia que indican el Cenomaniano Superior; y Hemiaster cf. Texanum que se presenta en el Turoniano y aún en el

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Coniaciano. También se ha encontrado la Neithea tenouklensis Coquand que indica el Cenomaniano Superior. Por tanto, dichos fósiles determinan una edad que va desde el Albiano hasta el Coniaciano. Debido a la gran amplitud en edad, a esta Formación se le correlaciona con las formaciones Chúlec, Pariatambo y parte de Jumasha; asímismo, con los grupos Pulluicana y Quilquiñan del Norte y centro del Perú y con las calizas Ayabacas del grupo Moho en el Lago Titicaca.

Formación Chilcane V. Benavides (1962) consideró como Formación Chilcane a unos depósitos que se hallan circunscritos al núcleo de un sinclinal de la Formación Arcurquina, desde la quebrada Ludmirca hacia el Norte pasando por el pueblo de Taya, y que probablemente se prolonga al Noreste de Lluta. Estos depósitos son yesíferos y se presentan discontínuos y con volúmenes irregulares a lo largo de la estructura. El contacto (Inferior) con la Formación Arcurquina es concordante; mientras que en su parte superior se halla en contacto con la Formación Huanca debido a una falla normal, que es la misma a la que se ha hecho referencia al tratar de la Formación Arcurquina. El yeso es de color blanco tintes rojizos y verdosos; tiene una ligera estratificación paralela a la de la Formación infrayacente, intercalándose con algunas capas delgadas de lodolita roja y lutitas verdes. También, dicho yeso se presenta fibroso, sacaroideo y raras veces cristalizado. Topográficamente presenta un suave relieve debido a su poca resistencia a los agentes erosivos, en contraste con las rocas que lo albergan (Foto. No. 5) Depósitos de esta naturaleza por lo general se originan en un ambiente marino bajo condiciones especiales. Edad y Correlación. - V. Benavides (1962) supone que la Formación Chilcane tenga una edad Turoniana Superior o más probablemente Senoniana Inferior, y por la falta de datos, no es posible hacer las correlaciones respectivas.

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Formación Huanca El nombre de Formación Huanca fue dado por Jenks (1948) y corresponden a los mismos afloramientos que se describen en el presente informe, los cuales se hallan confinados al sector Noreste de la hoja y se presentan a manera de una faja entre la Formación Arcurquina y el Volcánico Tacaza, extendiéndose sin interrupción desde la quebrada Ojule hasta más allá del límite Norte de la hoja, comprendida las localidades de Chilcane, Huancay Taya. La Formación Huanca se pone en contacto con las formaciones Chilcane y Arcurquina mediante una falla normal y, subyace con discordancia angular a los volcánicos Tacaza.

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Esta Formación en la parte inferior de su afloramiento en la quebrada del río Pichirigma, afluente del río Siguas (cerca de Cuñirca), está formada por areniscas arcósicas marrón rojizas de grano mediano a grueso, elementos de cuarzo angulares a subangulares, tiene poca compacidad, un buzamiento de 40° a 50° al SO y en veces una ligera estratificación cruzada. Los estratos de areniscas contienen lentes e intercalaciones de conglomerados, los cuales gradualmente van aumentando hasta predominar en los niveles superiores de la Formación. Los conglomerados ocupar la mayor parte del afloramiento, estando constituídos principalmente por elementos de areniscas y cuarcitas (derivados posiblemente del grupo Yura y de la Formación Murco), intrusivos muy alterados y en menor proporción calizas y cherts que tal vez provienen de la Formación Arcurquina. El tamaño dominante de estos elementos es de 15 a 20 cms.; pero, también son comunes los de menor dimensión y, los más grandes están esparcidos indistintamente. Los clastos son generalmente redondeados a sub- redondeados. No se observa estratificación, pero, en algunos lugares dichos clastos mues- tran una grosera alineación. En Chilcane, formando el conglomerado, se hallan diseminados clastos bien conservados de tonalita, derivados probablemente del batolito costanero. La matríz es areno arcillosa de color marrón rojiza conteniendo, a veces, carbonato de calcio y óxidos de fierro. La litología y estructura sugieren una deposición en un ambiente continental, cuyos materiales se han debido a una erosión intensa, habiendo sido acarreados hacia una cuenca bastante amplia. La presencia de rodados de orígen plutónico, muy similares a las rocas del batolito de La Caldera, hace suponer que la fuente de sedimentación se hallaba al Suroeste y Sur (Jenks, 1948). No se ha medido su grosor, por no haberse hallado una buena exposición, pero Jenks lo calcula en 1400 m. Edad y Correlación. - Desde que esta Formación carece de fósiles, no es posible establecer su edad precisa, pero Jenks (1948), por sus relaciones estratigráficas y composición, la considera equivalente a la Formación Puno (grupo Puno) del Terciario Inferior (Newell, 1949).

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Formación Sotillo Nombre dado por W. Jenks (1948) a una unidad correspondiente en parte a la Formación Moquegua descrita por diversos autores en distintos lugares de la Costa Sur del Perú, entre la Cordillera de la Costa y el pie de los Andes Occidentales, tales como J. Adams (1906), G. Steinmann (1929) y posteriormente en los boletines de la Carta Geológica Nacio- nal (actual Servicio de Geología y Minería) y otros trabajos. De acuerdo a su litología fué dividida en un Miembro Superior y otro Inferior. La Formación Sotillo está expuesta enel sector Suroeste del cuadrángulo, con sus mejores afloramientos en ambas laderas del valle de Vítor, a la altura del pueblo de Sotillo (lugar de donde proviene su nombre), y también en el flanco occidental del batolito, donde se halla cubierta, en gran parte, por depósitos más jóvenes. Las relaciones estratigráficas son las siguientes: descansa sobre una superficie de erosión en las rocas intrusivas y está cubierta en discordancia erosional por la Formación Millo. La Formación Sotillo se ha dividido en dos miembros, que son: a) El Miembro Inferior, consiste de lutitas verde claras, arcillosas, en parte bentoníticas, rayables con la uña y suave al tacto. Se intercalan con capas de greda rojiza, algo tufácea de grano muy fino y contienen laminillas de diminutos granos de mica y cuarzo. Ambas alternan con capas de yeso cristalizado o fibroso, en láminas con capas de 10, 20 cm. o hasta de 1.50 m. También peque- ñas venas de este mineral cortan a esta unidad que tiene un grosor susperior a los 90 m. b) El Miembro Superior descansa con una ligera discordancia erosional sobre el Miembro Inferior. Litológicamente está constituído por areniscas arcósicas y algunas tufáceas, son rojizas, pardas o amarillo parduzcas, de grano fino a medio y con laminillas de mica negra. Se presentan estratificadas en bancos de 50 cm. e intercaladas con depósitos lenticulares de conglomerado y capas delgadas de lutitas marrones. Este Miembro, en el tramo de la Carretera Panamericana que cruza la quebrada que desemboca en la margen izquierda del río Vítor.

Discordancia erosional Miembro Inferior de Sotillo En el flanco occidental del batolito, la Formación Sotillo está formada por conglomerados de clastos de 5 a 10 cm. provenientes de las rocas intrusivas, muestran

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS poco transporte y un decrecimiento hacia los niveles superiores hasta llegar a formar areniscas de grano medio. Las capas tienen inclinaciones de 15° y 40°, en las quebradas Chillihua y Las Laderas respectivamente, aunque en algunos sitios las capas están muy inclinadas, la Formación Sotillo por lo general presenta ondulaciones moderadas y pequeños buzamientos al Sureste. El ambiente donde se depositaron los sedimentos de la Formación Sotillo es evidentemente continental, relacionado, según varios autores, a una cubeta erosional (?) entre las cordilleras de la Costa y la Occidental, rellenada principalmente por sedimentos de ambos bordes en condiciones oxidantes y con aportes de materiales volcánicos retransportados (tufos). Edad y Correlación.- La ausencia de fósiles de esta Formación no nos permite precisar su edad, pero según S. Mendívil (comunicación personal), los depósitos se prolongan hacia el Noroeste y afloran en el valle de Ocoña, Quebrada Tinajones y al Norte de la Hoja de Ocoña, donde yacen debajo de sedimentos marinos con una edad comprendida entre el Mioceno Superior y el Oligoceno y probablemente hasta el Eoceno Superior; por lo que a dichas prolongaciones de capas rojas se les considera preoligocénicas, correlacionándolas con el Moquegua Inferior y en parte con el grupo Puno (J. Guizado, 1968 y V. Pecho y G. Morales 1969).

Grupo Tacaza El conjunto litológico, predominantemente volcánico, que ocupa una extensa área del cuadrángulo entre el río Yura y el borde Oriental de la Formación Huanca y que se extiende hacia el Oeste en áreas aisladas cubriendo las formaciones mesozoicas y algunas partes del Complejo Basal, ha sido identificado de acuerdo con el Ing. Salvador Mendívil, como correspondiente al Grupo Tacaza (N. Newell, 1949). Estratigráficamente yace en discordancia angular sobre la Formación Huanca y formaciones mesozoicas (también se encuentra encima de las rocas intrusivas) e infrayace con discordancia angular a volcánico Sencca (flanco oriental del anticlinal del C° Joyacha). En el presente trabajo se le ha dividido en tres unidades, teniendo en cuenta sus características litológicas y las discordancias entre ellas. La Unidad Inferior (sedimentaria) consiste de bancos gruesos de conglomerados con elementos subredondeados y subangulosos de andesitas afaníticas o porfídicas y de otras

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS rocas provenientes de las formaciones inferiores, teniendo como matriz arenisca tufácea. Alternando con los conglomerados hay capas de arenisca tufácea deleznable, con ligera estratificación cruzada, tufos lenticulares y algunas capas de limo. Estas rocas se han observado en los cerros Socoquilla, Patapujía, Chocarne, en los flancos del río Siguas y alrededores de Chilcane. Está cubierta en discordancia por los tufos de la parte media. La unidad media (tufácea) es la más gruesa y de mayor distribución del grupo. Está integrada principalmente por tufos brechoides, con intercalaciones de tufos semejantes a los denominados “sillares” y otros tufos más compactos hacia los niveles inferiores. Los tufos brechoides son de color pardo grisáceo y contienen piroclásticos con cantos y bloques angulosos de rocas volcánicas gris negruzcas. Los tufos más compactos son de color marrón claro, porfídicos con fenos de cuarzo y/o feldespatos, laminillas de mica, lapilli y pómez. Laspasta es afanítica y algo silicificada Estos tufos con una estructura fluidal incipiente, están ampliamente distribuídos en el área y algunos de sus afloramientos se presentan directamente sobre las formaciones mesozoicas. Los tufos semejantes a los sillares (volcánico Sencca) son de color blanco o rosado, contienen cuarzo, biotita y pequeños fragmentos de volcánicos. La Unidad Superior (Lávica), está circunscrita a las partes altas de los cerros Orcoña y Yaretal, representada por derrames gris oscuros, de textura porfirítica con fenos de cuarzo y feldespatos en una fasta analítica. El grosor del grupo Tacaza decrece de Este a Oeste; así se tiene que, entre Chilcane y el cerro Orcoña, aflora más completo mostrando los tres miembros con un grosor aproximado de 800 m.; mientras que, al Oeste, en los cerros Chocarne, Pajonal, Pulinquina y quebrada Gramadal, es muy delgado, estando ausente los derrames de la parte superior.

Formación Millo Con este nombre, se describe a un conjunto estratigráfico que consiste de conglomerados, areniscas tufáceas y lentes de tufos retrabajados, similar al indicado por S. Mendívil en el valle de Ocoña y quebrada Tinajas como “Conglomerado de Castillos” (conferencia sobre el Terciario en el Sur del Perú dictada en la V semana geológica realizada en 1968).

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Exposiciones de esta unidad se encuentran en los flancos del Valle de Vítor, en las quebradas Millo, de Las Laderas y en el borde occidental del batolito. Todos estos lugares se hallan situados en la parte Suroeste de la hoja. El contacto inferior de esta unidad es bien marcado, puesto que descansa en discordancia erosional sobre las areniscas rojizas de la Formación Sotillo; y de la misma manera, se encuentra infrayaciendo al volcánico Sencca, el cual a veces está ausente a causa de su marcada lenticularidad. La litología consiste, por lo general, de conglomerados moderamente consolidados, compuestos, en proporción variable, de clastos gruesos más o menos redondeados de intrusivos, cuarcitas y volcánicos provenientes del grupo Tacaza; la matríz es areno tufácea de grano grueso. Las areniscas son grisáceas que grano medio a fino, hasta conglomerádicas, estratificadas en bancos que llegan a los 80 cm. de grosor. Tufos redepositados en forma de capas lenticulares, alternan con abundantes inclusiones de lapilli y pómez. Las capas se presentan horizontales o con ligera inclinación al Suroeste, excepto sobre las laderas de los intrusivos, donde los buzamientos son mayores. El grosor medio de esa Formación se estima en 60 m. Edad y Correlación. - En esta Formación de origen continental, la ausencia de fósiles no permite precisar su edad. Sin embargo, por subyacer a volcánico Sencca del Plioceno medio a Superior, y sabiendo que es posterior al grupo Tacaza del Terciario medio (los conglomerados contienen clastos de materiales volcánicos derivados del mencionado grupo); y, además, por el hecho de que S. Mendívil indica que en el valle de Ocoña un equivalente de esta unidad reposa directamente sobre unos depósitos marinos del Mioceno Superior; a la Formación Millo se le considera tentativamente del Plioceno Inferior a medio y se le correlaciona, en parte, con la Formación Maure (S. Mendívil, 1965).

Volcánico Sencca S. Mendívil (1965) introdujo dicha denominación y este volcánico, en la región de Arequipa, se halla cubriendo grandes áreas desde el límite Norte del cuadrángulo (Pampa de Arrieros), conformando hacia el Sur una faja angosta entre el río Yura y las

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS lavas de grupo Barroso, hasta llegar al denominado “triángulo de Arequipa” (Yura, Arequipa y Quishuarani, W. Jenks, 1948), donde ocupa una mayor superficie. También se les encuentra en las paredes del cañón del río Chili (Planta hidroeléctrica de Characani), en los flancos del valle del río Vítor y en otros lugares. El volcánico Sencca descansa con discordancia erosional sobre la Formación Millo y también se le encuentra cubriendo con discordancia angular al grupo Tacaza faldas orientales de los cerros Manzanayo y Cuesta de Joyasha); e infrayace con discordancia erosional al conglomerado aluvial pleistocénico y a los volcánicos del grupo Barroso. Los tufos son de composición dacítica o riolítica, distinguiéndose a simple vista granos de cuarzo, feldespatos y lamelas de biotita. Además, contienen fragmentos de pómez y lavas, que pueden ser redondeados o angulosos y de tamaño variable. Por lo general son compactos, con una cohesión apreciable, aunque los hay muy poco consistentes y fácilmente desmenuzables. Se presentan en bancos gruesos mostrando muchas veces una disyunción prismática, dando lugar a bloques columnares, cortados por planos horizontales. Se distinguen dos niveles según el color, uno superior, rosado a marrón rojizo, y otro inferior, gris claro a blanco. Entre los últimos, existe una variedad que se emplea en Arequipa como material de construcción. Alternando con los tufos, se hallan capas poco consolidadas de gravas, arenas y tufos retrabajados. En Palca, en una de estas intercalaciones, se explota un depósito de travertino. Los bancos de tufos son subhorizontales, y en algunos lugares, siguen los lineamientos de la topografía pre-existente. En la hidroeléctrica de Charcani, el volcánico Sencca está representado por tufos rosados de composición dacítica, bastante compactos y con una disyunción prismática muy irregular. Tienen un espesor aproximadamente de 60 m. y conforman unas escarpas pronunciadas. Aguas abajo de este lugar, varían un poco de color y se intercalan con depósitos aluviales inconsolidados. Debajo de los tufos dacíticos, a la altura del colegio Militar Francisco Bolognesi, se encuentra un tufo blanco riolítico, compacto, brechoide, con poca biotita y una estructura lenticular pronunciada. Otros afloramientos de esta unidad se aprecian a lo largo del valle del Vítor y

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS quebradas afluentes, cubriendo a las formaciones Millo o Sotillo. También los tufos se presentan a lo largo de la quebrada Gloria. En el valle del Chili (área de Charcani) y en Yura Viejo, entre los tufos y las lavas de volcánico Chila, existen unos materiales de poco espesor, constituídos principalmente por piroclásticos redepositados de color gris oscuro y amarillo pardusco, que posiblemente correspondan, en parte, a la Formación Capillune (S. Mendívil, 1965). El grosor del volcánico Sencca pasa los 150 m., aunque existen bancos aislados, de espesores reducidos, que no llegan a los 10 m. Edad y Correlación. - A falta de evidencias paleontológicas al volcánico Sencca, se le asigna, tentativamente, una edad pliocena Media a Superior, teniendo en cuenta que en Bolivia Ahlfeld y Branisa (1960) dan esa edad a unas tobas que según S. Mendívil (1965) son equivalentes a dicho volcánico.

Conglomerado aluvial Pleistocenico J. Guizado (1968) dio el nombre de Conglomerado aluvial pleistocénico a la prolongación de un conglomerado que se halla cubriendo áreas extensas de la parte Suroeste del Cuadrángulo de Arequipa, constituyendo las pampas de Vítor y Sihuas, que conforman la unidad geomorfológica denominada Planicie costanera. Las mencionadas pampas tienen un declive relativamente parejo, de unos cuantos grados hacia el Suroeste; estas han sido cortadas por valles profundos como el de Majes, Siguas y Vítor y, por barrancos espaciados. En los flancos del valle del Vítor este conglomerado yace directamente, con discordancia erosional, sobre el volcánico Sencca y en partes se halla cubierto por una delgada capa de material aluvial ly eólico recientes. Esta unidad tiene un espesor de 60 m., pero tiende a engrosarse hacia el Noroeste; así, en el valle del Siguas llega hasta los 150 m. (J. Guizado. 1968). EL conglomerado está formado principalmente por elementos de 20 cm. de diámetro,y bien redondeados, procedentes del batolito, gneis, cuarcita y lavas amigdaloides, dentro de una matríz débilmente cementada. Edad y Correlación.- Desde que no se dispone de evidencias precisas para determinar la edad de este conglomerado, se recurre a sus relaciones estratigráficas con el volcánico Sencca (Plioceno medio a Superior) y con los derrames volcánicos

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS posteriores al conglomerado (J. Guizado, 1968) posiblemente relacionados con los del grupo Barroso (cuyo límite inferior tienen asignada arbitrariamente una edad Pliopleistocénica), mediante las cuales tentativamente se le asigna una edad pleistoceno inferior. Se le correlaciona con los depósitos similares existentes en la Planicie costanera del Sur del país.

Grupo Barroso S. Mendívil (1965), dá la categoría de grupo a la Formación homónima estudiada por J. Wilson (1962) en la Cordillera del Barroso; dividiéndolo en varias unidades, de las cuales, en el área de Arequipa, unicamente se presentan las denominadas volcánicos Chila y Barroso.

Volcanico chilla Representa la unidad inferior del grupo, su distribución está restringida a los antiguos conos que forman el C° Las Minas o Suni y parte del Chachani. En el cañón del río Chili (Charcani) las coladas se prolongan hasta las inmediaciones del distrito de Miraflores (falda occidental del Misti). También se le encuentra, aisladamente, formando conos pequeños al Norte del C° Compuerta, en la laguna Patacocha y en Cerro Negro. El volcánico Chila yace con discordancia erosional encima del volcánico Sencca o también, en el valle del Chili, sobre unos sedimentos que posiblemente sean equivalentes a la Formación Capillune según S. Mendívil, (1965). Subyacen al volcánico Barroso con discordancia erosional. Edad y Correlación. - Como al volcánico Sencca se le considera del Plioceno medio a Superior y a la Formación Capillune del Plioceno Superior (S. Mendívil, 1965) se le asigna al volcánico Chila una edad Plio-pleistocénica, ya que se encuentra sobre las unidades anteriores y debajo del volcánico Barroso del Pleistoceno.

Volcánico Barroso Esta unidad está distribuida desde la esquina Noreste del cuadrángulo, en las faldas del cerro Las Minas o Suni, hasta las proximidades del aeropuerto de Arequipa. Al Oeste está limitada por la línea del ferrocarril del Sur del país y la carretera Arequipa-Yura. Además, esta unidad forma la mayor parte de la cadena del Nevado

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Chachani, incluyendo a los aparatos volcánicos más recientes de los cerros Cortaderas y El Tolar. El volcánico Barroso yace sobre los volcánicos Chila y Sencca con discordancia erosional, y ocasionalmente, se le encuentra debajo de los depósitos de flujos de barro, fluvio-glaciares y aluviones recientes. La litología consiste de lavas andesíticas en bancos gruesos, gris oscuras y gris claras, que por intemperismo toman colores rojizos y marrones. La textura es porfídica con fenocristales bien desarrollados de plagioclasas, hornblenda y biotita, cuya orientación muestra cierta fluidez, más o menos clara, dentro de una pasta granular. Las capas que son muy inclinadas, en las cumbres de los conos, van disminuyendo gradualmente conforme se alejan de estos, hasta ser casi horizontales en las partes más bajas. La disyunción es muy irregular, existiendo bloques completamente separados que permanecen in-situ. El espesor de esta unidad es muy difícil de apreciar, debido a que existen numerosos volcanes pequeños estrechamente ligados entre sí, pero se ha estimado un mínimo de 2,000 m. Edad y Correlación. - La edad de volcánico Barroso se deduce en base a la unidad infenor del Plio-pleistoceno y a la glaciación pleistocénica que lo ha afectado, tal com se ve en el cuadrángulo vecino de Characato, donde también al igual que en otros sitios se le asigna al Pleistoceno (S. Mendívil, 1965 y C. Guevara, 1969). Se le correlaciona con parte del volcánico Sillapaca (Newell, 1949) y corresponde a la cuarta etapa, o segunda etapa andesítica, del volcánico Chachani descrito por Jenks. (1948).

Flujos de barro Los depósitos de flujos de barro ocupan la esquina Sureste del cuadrángulo (Socayaba, Urbanización Hunter, y más al Norte, en la falda occidental del Misti). Estos, por su poca compactación, han sido erosionados dando lugar, en algunos sitios, a quebradas profundas. Se le correlaciona con parte del volcánico Sillapaca (Newell, 1949) y corresponde a la tercera etapa del volcánico Chachani (W. Jenks, 1948).

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS En general, consisten de una masa formada por fragmentos y bloques angulares de rocas de origen volcánico (tufos y lavas), dentro de una matríz areno-tufácea o arcillosa poco consolidada. Posiblemente, estos flujos tengan su origen en la acumulación de material piroclástico y clastos de naturaleza volcánica en lugares de gran pendiente, que se movilizaron por la saturación de agua proveniente de las lluvias o deshielos, perdiendo velocidad conforme iba disminuyendo su contenido líquido hasta ocupar los lugares mencionados. Edad y Correlación. - Los flujos de barro son posteriores al volcánico Barroso y al considerárseles relacionados con la actividad glaciar pleistocénica, se les supone de una edad neo-pleistocénica; correlacionándoseles con los depósitos similares descritos por S. Mendívil (1956), R. Marocco (1966) y C. Guevara (1969).

Morrenas y fluvioglaciares Los depósitos de morrenas y fluvioglaciares, se han considerado en el mapa geológico respectivo como una sola unidad. Están localizados en los alrededores de las partes altas de los aparatos volcánicos, tal como en el C° Nocarane, Nevado Chachani y C° La Orqueta. En el C° Minas o Suni ocupan el interior del cráter, bastante erosionado, y en Pampa de Arrieros corresponden a una prolongación de los fluvioglaciares del cuadrángulo de Characato. El material morrénico consiste de bloques y fragmentos de orígen volcánico con una matríz areno-gredosa. Las morrenas han sido afectadas por los agentes erosivos debido a los cuales se han modificado sus formas originales. Las más conspícuas son algunas morrenas laterales, que constituyen formas alargadas en los flancos de las quebradas altas, pero generalmente se encuentran asociadas con depósitos fluvio-glaciares provenientes de materiales más finos acarreados por la fusión de los glaciares. La actividad glaciar, en el área, no parece haber sido muy importante, y posiblemente corresponda a las postrimerías del Pleistoceno y a manifestaciones posteriores, ya que los depósitos parecen ser relativamente jóvenes y están situados muy próximos a las actuales masas de hielo.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Depósitos piroclásticos recientes Se encuentra al Este del cuadrángulo, en las Pampas del Perro Loco, cerros Los Peñones y Cabrerías, ocupando las partes bajas de las laderas occidentales de los cerros Las Minas, Suni o del Nevado Chachani. En las faldas orientales del nevado Chachani (cuadrángulo Characato), se observa a estos depósitos sobre los fluvioglaciares y debajo de gravas aluviales recientes. Esta unidad está formada principalmente por capas de lapilli de color amarillo y blanquecino, que contienen pequeños fragmentos de pómez, lavas y algunas escorias y bombas, cementados por ceniza en parte arenosa y poco consolidada. Alternando con dichas capas de hallan otras más delgadas de arena de grano grueso y de color gris oscuro, que parece haber sido acarreada por el agua.

El espesor calculado para el conjunto es de 15 a 20 m., pero varía según la topografía preexistente.

Aluviales recientes Depósitos de esta clase, como producto de aluvionamientos, constituyen el suelo de la mayor parte de las llauras y depresiones como en la pampa de Vítor (sobre el conglomerado aluvial pleistocénico), en la Pampa del Cural, Pampa Chilcayo, en Huanca y otros lugares. También se encuentran ocupando el lecho y laderas de los diferentes riachuelos, quebradas y a lo largo de los valles principales, como el Vítor, Chili y Yura, donde se observan terrazas bajas de pequeña extensión y algunos abanicos de deyección depositados por sus tributarios, como el que existe en la desembocadura de la Quebrada Millo en el valle del Vítor. El material consiste principalmente de gravas o conglomerados poco consolidados, arenas y limos. El espesor es variable, dependiente del carácter de la deposición y la configuración topográfica de la superficie sobre la cual se depositaron. En algunos lugares asociados con los materiales aluviales se encuentran pequeños depósitos de travertinos, como los de La Calera, Cuico y Socosani.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Depósitos Eólicos Acumulaciones eólicas de arena suelta y ceniza volcánica, en forma de montículos o mantos delgados, están localizadas de manera dispersa en las Pampas de Vítor y en los batolitos de Calderas y Laderas (cerca de las cumbres y en las depresiones).

3.2 Geología Distrital

3.2.1 Geomorfología Montañas y colinas volcánicas y volcano-sedimentarias (M/C-vs): productos volcánicos antiguos que sus geoformas originales, mostrando laderas disectadas formando montañas o colinas. •

Estrato-volcanes (Ev): aparatos volcánicos más o menos destruidos, modificados por circos glaciares que bajan en forma radias hacia los valles presentan topografía moderada a abrupta.

•

Coladas o campo de lavas (Ca-l): manifestaciones de actividad volcánicas Pliocena-Holocena. Son Campos de lava escalonados de superficie rugosa, de formas alargadas y lóbulos frontales empinados en frentes de lava.

•

Piedemonte aluvio-lacustre (P-al): constituye un valle de represamiento del rio colca. Su composición aluvio-lacustrina es susceptible a deslizamientos.

•

Piedemonte coluvio-deluvial (P-cd): Acumulaciones de ladera originadas por procesos de movimientos en masa antiguos y recientes. Su morfología es usualmente convexa y su disposición semicircular a elongada.

•

Vertiente glacio-fluvial (V-gf): Son acumulaciones irregulares de sedimentos que bordean las zonas montañosas glaciares o periglaciares con litología variable. Su composición se restringe a cotas superiores a los 4400 m.

•

Valle fluvial o fluvio-glacial y terrazas indiferenciadas (Va-fg): Valles tributarios de cauce variable, donde no es posible diferenciar las terrazas de inundación fluvial.

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Imagen 3: Mapa geomorfológico del Valle del Colca. Modificado de Zavaleta et al., 2014

Imagen 4: En la presente fotografía tomada en la carretera rumbo a Chivay se aprecia las siguientes unidades geomorfológicas: 1) Valles, 2) Terraza A, 3) Terraza B, 4) Crestas .

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Imagen 5: La siguiente fotografía se puede observar tafonis que antiguamente eran usados como colcas.

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Imagen 6: En la siguiente fotografía se observa ejemplares de marmitas ubicados en valle del Colca ubicado en el puente colgante de Yanque; es una depresión de forma cilíndrica situada en el fondo del cauce fluvial o aledaños.

3.2.2. Estratigrafía De acuerdo a lo datos obtenidos de los boletines N°42-N°46 del INGEMMET la zona del presente informe corresponde a las siguientes formaciones:

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Imagen 7: Columna estratigráfica del área de estudio. Fuente: INGEMMET

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS El área comprendida en los cuadrángulos de Orcopampa y Huambo, está formada por unidades litológicas sedimentarias, ígneas y metamórficas, con un rango cronológico que va desde el Precámbrico hasta el Cuaternario reciente (ver cuadro anterior). Complejo Majes-Colca: Es la unidad estratigráfica más antigua, estudiada y denominada así por E. Bellido y S. Narváez (1960) reconociendo que está constituida por rocas de un metamorfismo regional profundo, variando la composición mineralógica de los gneises-dioríticos - tonalíticos y anfibolitas que en su conjunto pertenecen al Precámbrico. Formación Socosani: Denominada así por W. Jenks (1948). Litológicamente está constituida por calizas margosas en capa delgada, de colores grises beige, alternados de calizas grises oscuras. La unidad tiene un espesor de 300m aproximadamente, y termina cubierto hacia la el techo por el Grupo Yura con discordancia erosional.

GRUPO YURA Estudiado y denominado con ese nombre por J. Wilson (1962); para luego ser distinguida en 5 miembros por V. Benavides (1962). La base de la unidad solo es reconocida en el cerro Tururunca, donde yace con discordancia erosional. Las formaciones Puente, Cachíos y Labra presentan una naturaleza areno-limosa. Puente; es un paquete de areniscas amarillentas, variando a un tono verduzco, interpuestos en capas delgadas de lutitas oscuras. La formación Cachíos, presenta lutitas con una tonalidad gris oscura, intercalada por delgadas capas de areniscas y limonitas de tonalidades beige. La formación Labra, consiste de areniscas grises claras, presentando en la parte superior paquetes de limonitas grises a brunáceas, y en los niveles inferiores lutitas carbonosas. Presenta un grosor de 807m aproximadamente. La formación Gramadal, característico por presentar una predominancia calcárea y sus condiciones arrecifales. Está constituido de calizas grises, alternados con lutitas violáceas de ocurrencia limitada. Tiene 120m de grosor. La formación Hualhuani, consiste de capas gruesas de arenisca cuarzosa, hacia la parte

superior

el

grano

se

torna

de

mayor

tamaño,

alternando

con

microconglomerados. Presenta un grosor de 200m aproximadamente.

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Imagen 8: Columna estratigráfica detallada del Grupo Yura

Formación Murco: Fue definida por W. Jenks (1948). La parte inferior presenta un paquete de calizas nodulares gris oscuras, el tope de estas calizas marca el inicio de las calizas rojas de Murco. El miembro medio está compuesto de grauvacas de tintes violáceos, con capas de 1 metro de espesor, interpuestas con areniscas de tonos grises verdosos. Finálmente el miembro superior consta de un paquete de 80-90m aproximadamente, compuestos de areniscas grises con estratificación cruzadas, que pasan a limolitas a lutitas rojas a violáceas, alternadas con bancos de yeso.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Formación Arcurquina: La denominación corresponde a W. Jenks (1948). El miembro inferior consiste en calizas margosas gris azuladas, intercaladas con areniscas calcáreas amarillentas y nódulos de chart empobrecidos, lo cual constituyen un espesor de unos 100m. El miembro superior consiste de calizas gris azuladas con manchas amarillas y rosadas. Su espesor se estima de 500m.

Formación Seraj: Propuesta por J. Hosttas (1967). Supreyace con discordancia erosional a la Formación Arcurquina. Litológicamente la formación Seraj consta de 2 miembros: El miembro inferior consta de arenisca rojas de grano grueso, seguido de areniscas finas de matices que varían de rojo a un verde claro. El miembro superior es predominantemente

continental

y de litología

areniscosa, compuesto

por

intercalaciones de areniscas y limolitas rojas en capas delgadas y compactas, alternadas con bancos de areniscas duras gris blanquecinas. El espesor alcanza de 50 a 150m y es variable por la erosión.

Formación Huanca: La formación Huanca presenta dos miembros: El miembro Querque presenta una secuencia conglomerádica polimíctica, compuesto por clastos de roca volcánica e hipabisales porfiríticos de color marrón, gris y verde azulado. Mientras que el Miembro Ashua es denominada al paquete grueso de conglomerados compuestos de restos de la formación Arcurquina.

Grupo Tacaza: Este grupo yace en discordancia angular sobre la Formación Huanca y formaciones mesozoicas (también se encuentra encima de las rocas intrusivas) e infrayace con discordancia angular a volcánico Sencca. Se puede dividir al grupo Tacaza en tres unidades: Inferior (sedimentaria) consiste de bancos gruesos de conglomerados con elementos de andesitas y de otras rocas provenientes de las formaciones inferiores, Medio (tufácea) integrada por tufos brechoides con intercalaciones de tufos similares a los sillares y otros tufos más compactos hacia los niveles inferiores y Superior (lávica) representada por derrames gris oscuros de textura porfirítica con fenos de cuarzo y feldespatos.

Formación Alpabamba: Esta formación es fácilmente reconocible en el campo por estar cubierta de suelo residual, blanco grisáceo, que varía a toneladas beiges y forma

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS topografía suave y ondulada a diferencia de la formación inferior que tiene un relieve más accidentado. Formación Millo: Constituido por areniscas conglomerádicas tobáceas blanco grisáceas, intercaladas con bancos gruesos de conglomerados polimícticos, cuyos clastos mayormente son restos de cuarcitas provenientes del Grupo Yura, los clastos están en matriz areno tobácea de grano grueso a medio.

Formación Sencca: Constituye de brechas de tobas con bloques del mismo material y tobas lapillíticas en el nivel inferior; para la parte superior está compuesta mayormente por cenizas blancas en paquetes delgados, que en conjunto llegan a 100m de espesor.

GRUPO BARROSO J. Wilson (1962) nombró bajo este nombre a un conjunto de rocas volcánicas que forman la Cordillera del Barroso ubicada al sur del país. Esta unidad constituye un conjunto de rocas volcánicas lávicas y piroclásticas. Su litología consiste en derrames volcánicos principalmente de naturaleza andesítica, variando a dacitas con tonalidades grises clases a oscuras. Depósitos: Hubo acumulación de materiales aluviales, glaciares y fluvioglaciares. Finalmente, en tiempos muy recientes, se ha acumulado materiales fluviales, aluviales y cenizas en depósitos de extensiones limitadas.

Imagen 9: En la siguiente fotografía tomada en el márgen derecho del río Colca muestra el Grupo Taca y el Grupo Barroso.

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Imagen 10: Esta fotografía fue tomada en el mirador del valle del Colca y observamos múltiples grupos entre ellos, Grupo Tacaza, Grupo Barroso y Cuaternario Al. Se puede distinguir dos tipos de lavas, Pahoehoe de carácter más máfico y AA de carácter más félsico.

3.2.3 Petrología

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Imagen 11: En la siguiente imagen se puede observar el contacto entre la Unidad Tuti del Grupo Tacaza constituida por depósitos de lavas gris oscura, depósitos de flujos piroclástico de ceniza gris y El Centro Volcánico Huarancante.

Imagen 12: En la fotografía tomada cerca de la carretera Arequipa-Yura se puede observar ignimbritas semisoldadas con tonalidades rosadas y blanquecinas.

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Imagen 13: fotografía tomada en la carretera Yanque – Pinchollo, se observa la disyunción columnar (superior) suprayacente a estructuras de deformación de sedimentos en secuencia lacustrina (inferior).

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Imagen 14: Localizado a las afueras el pueblo de Chivay se observa en la primera parada el contacto entre la Formación Hualhuani y la Formación Murco tomando en cuenta la variación de litología al presentar arenisca cuarcífera subyacente a la arenisca de grano grueso principalmente.

Imagen 15: En esta imagen se puede observar el contacto con una orientación: Rumbo: N47°W, Buzamiento: 25°SW el cual se pudo obtener el dato debido al estrato infrayacente al contacto.

Imagen 16: Debido a un reciente tajo aflora parte de la Formación Murco como areniscas trituradas por un fuerte plegamiento, siguiendo la secuencia lutitas continuando el patrón del anticlinal. Más arriba depósitos recientes coluviales de material anguloso probablemente por remoción de masas.

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Imagen 17: Foto más al detalle de la zona de interés. Se tomó el dato del plano axial: N245°

Imagen 18: Finalizando el recorrido en este trecho lineal se pudo observar una litología familiar, se identificó que era perteneciente a la Formación Hualhuani debido a la litología congruente.

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Imagen 19: Se puede observar de derecha a izquierda; la estratificación de areniscas de grano grueso propio de la Formación Murco, se le llamo punto de partida. A unos cuantos metros al sur se ubicó las lutitas con cierto buzamiento opuesto a las areniscas iniciales. Pasamos a un afloramiento bastante reciente el cual nos mostró un plegamiento (anticlinal) en arenisca bastante fraccionada infrayacente a las lutitas concordante con el pliegue. Finalmente se identificó una arenisca cuarcífera perteneciente a las Formación Hualhuani que infrayace a las areniscas y lutitas del Murco. Se llegó a la conclusión que era un sistema local de pliegues reciente.

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Imagen 20: Ubicado al lado posterior de la zona anterior de estudio, se observó la Formación Murco. A: Limolitas, lutitas. B: areniscas cuarzosas. C: areniscas de grano fino a medio. D: areniscas de grano fino intercaladas con limolitas con cemento calcáreo en la parte superior. E: Grupo Tacaza.

3.2.4 Volcanología

Contexto Geodinámico A nivel en los Andes Centrales se produce la subducción de la placa oceánica de Nazca debajo de la placa continental Sudamericana, la cual genera la existencia de un arco volcánico denominado Zona Volcánica Central de los Andes donde se encuentra localizados los 12 volcanes activos y potencialmente activos del sur peruano: Sara Sara, Coropuna, Sabancaya, Chachani, Misti, Ubinas, Huaynaputina, Ticsani, Tutupaca, Yucamane y Casiri. Entre estos doce volcanes existen al menos 7 volcanes (Sabancaya, Misti, Ubinas, Huaynaputina, Ticsani, Yucamane, Tutupaca) que han presentado actividad eruptiva los últimos 500 años.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Durante los últimos 20 años se produjo la reactivación sucesiva de dos volcanes del sur peruano: el volcán Nevado Sabancaya, que presento actividad explosiva entre 1987 y 1998; pero afortunadamente, gracias a su magnitud leve y debido a su ubicación en una zona poco poblada, no causó graves daños a las comunidades cercanas, pero, sin embargo, puso en riesgo el canal de agua Majes-Siguas, principal fuente de agua del Proyecto Majes donde viven aproximadamente 35,000 habitantes

Origen de los volcanes al Sur del Perú En el sur del Perú, donde se está localizado el volcanismo activo, la placa de Nazca subduce con un ángulo de aproximadamente 30° de inclinación. En esta zona los datos sísmicos han mostrado que el plano de Benioff se encuentra entre 100 y 150 km debajo del arco volcánico plio - cuaternario (Barazangi y Isacks, 1976). Este arco volcánico plio-cuaternario de naturaleza calco-alcalina está situado entre 220 y 300 km al Este de la fosa peruano-chilena.

Imagen 21: En la siguiente fotografía tomada en el Mirador del Valle del Colca se observan los volcanes Ampato, Sabancaya y Hualca Hualca.

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Imagen 22: En la siguiente fotografía tomada en el Mirador del Valle del Colca se observan los volcanes Misti y Chachani.

En este sector de los Andes se produce una convergencia oblicua de la placa de Nazca con una velocidad de 5-7 cm/año (Norabuena et al., 1999; Somoza, 1998). Numerosos estudios petrológico y geoquímicos efectuados sobre la génesis o formación de magmas en el sector norte de la Zona Volcánica Central de los Andes han mostrado que en este lugar existen principalmente dos fuentes o reservorios de magmas, como la cuña del manto, y la corteza continental inferior. Asimismo, existen numerosos procesos que intervienen en la génesis y en la evolución de los magmas: como la fusión parcial del manto, en la base de la corteza continental (debido a la presencia de una corteza continental muy engrosada de aproximadamente 70 km de espesor). Asimismo, en este lugar se producen procesos petrogenéticos intra-corticales como la cristalización fraccionada y la mezcla de magmas o una combinación de todos estos procesos.

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Modelo de generación de magmas en el sur peruano

Imagen 23: Modelo de generación de magmas en el sur peruano. Fuente: INGEMMET

La Cordillera Volcánica del Sur del Perú, conocida como Cordillera del Barroso expone dentro de la región Arequipa, varios estrato-volcanes y complejos volcánicos. En la ruta, a un costado de la carretera en el paraje Patapampa se encuentra el mirador De los volcanes. Es una superficie de erosión puna sobre secuencia ignimbritas, desde el cual se puede apreciar los volcanes: Ampato, Sabancaya, Huallca Hualca, Chucura, Mismi, Ubinas, Misti y Chachani. Geología del complejo volcánico Ampato – Sabancaya El complejo volcánico Ampato-Sabancaya (CVAS) está localizado a 76 km al Noroeste de la ciudad de Arequipa, en la provincia de Caylloma. En el extremo sur del CVAS se ubica al estratovolcán Ampato (6200 msnm) construido durante el Pleistoceno superior – Holoceno, y en su extremo norte se localiza el estratovolcán Sabancaya (5980 msnm) de edad Holocénica (Figura 1). Estos volcanes colindan con el extremo sur del extinto y erosionado volcán Huallca Huallca (6025 msnm), cuya edad es probablemente del Pleistoceno. Los estudios geológicos efectuados por el OVI muestran que el volcán Ampato se ha edificado durante dos grandes etapas evolutivas:

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS (1) “Ampato Basal”, corresponde a la etapa inicial de evolución, durante el cual se emplazaron lavas andesítica y dacíticas que yacen en los extremos oeste, sur, sureste y suroeste del CVAS. Dos lavas asignadas a esta etapa fueron datadas en 410 ± 10 y 217 ± 5 ka. (2) El “Ampato Superior” es subdivido en varias etapas: “Ampato IIa” el cual está constituido de lavas andesíticas alteradas, que se encuentran al noreste del volcán Ampato (“lavas Yanajaja”). La etapa “Ampato IIb”, está constituido por una secuencia de lavas andesíticas inclinadas que yacen al extremo norte del Ampato. El “Ampato IIc“está constituido por depósitos de flujos de bloques y ceniza consolidados y soldados que yacen al pie de los flancos SE y SO del Ampato. El “Ampato IId” está constituido por flujos de lavas andesíticas que descienden del cono medio. Al final de esta etapa “Ampato IId” se produjeron importantes erupciones explosivas: plinianas y subplinianas que depositaron al menos tres secuencias de caída de lapilli de pómez y un flujo piroclástico de pómez y ceniza de composición andesítica y dacíticas. Las etapas, Ampato “IIe”, “IIf” y “IIg” están constituidas por flujos de lava que conforman el cono medio y superior del volcán. Una lava de la etapa “Ampato IIg“que aflora en el sector sur del complejo arrojó una edad K-Ar de 40 ± 3 ka. El Ampato “IIh”, “IIi”, “IIj”, corresponden a las etapas finales de construcción del edificio central medio-superior, constituido de lavas andesíticas. Una lava de la etapa “Ampato IIi“que aflora en el sector este del complejo arrojó una edad KAr de 17 ± 6 ka. Al final de la evolución del Ampato (“Ampato IIk”) se produjo el crecimiento de un domo colada visible al extremo NE del volcán Ampato.

Por su parte, el volcán Nevado Sabancaya (5980 msnm), es el volcán más joven y activo del complejo Ampato-Sabancaya, y está conformado principalmente por flujos de lava en bloques de composición andesítica y dacítica, con limitados depósitos piroclásticos. El estudio geológico muestra que el Sabancaya se ha edificado en tres etapas: “Sabancaya I”, “Sabancaya II” y “Sabancaya III”. Durante la etapa “Sabancaya I” se emplazaron los flujos de lava que se distinguen en la base del volcán. Durante la etapa “Sabancaya II” se emplazaron los flujos de lava que conforman el cono medio del volcán. Durante la etapa “Sabancaya III” se emplazaron al menos dos flujos de lava andesítica a través de un vento adventicio (etapa “Sabancaya IIIb”), ubicado en el flanco sureste, a 3.5 km del cráter. Sobre los flujos de lavas yacen delgados depósitos de cenizas grises a negras retrabajadas, y algunos bloques juveniles

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS ligados a erupciones explosivas de moderada magnitud, ocurridos durante los últimos miles y cientos de años. La última actividad eruptiva ocurrió entre los años 1988-1998 durante la cual emitió cenizas grises (2 cm de espesor a 8 km al Este del volcán) y bloques balísticos, producto de una actividad explosiva moderada de tipo vulcaniana. Los estudios tefro-estratigráficos del volcán Sabancaya realizado a través de cuatro calicatas ubicadas al pie del flanco Este del volcán Sabancaya muestran varias capas de cenizas ligadas a erupciones explosivas de baja a moderada magnitud ocurridas durante el Holoceno, es decir los últimos 10, 000 años AP. En las calicatas se han identificado 13 capas de caída de ceniza de espesores centimétricos emitidas entre 4150 ± 40 años AP y 730 ± 35 años AP.

3.2.5. Riesgo geológico El valle del Colca es uno de los principales destinos turísticos del Perú. Solo el 2009 registró cerca de 160 mil visitantes. Además del cañón del Colca, otro de los atractivos turísticos, son los andenes, construidos por los Wari entre los siglos VII y XIII, luego perfeccionados por los Incas. En esta infraestructura se desarrolla la agricultura. Según AUTOCOLCA, actualmente solo el 48% de andenes se encuentra en buen estado, debido a que vienen siendo afectados por movimientos en masa. El INGEMMET durante los últimos 3 años viene realizando trabajos de evaluación de peligros geológicos en la cuenca del río Colca. Por ello en el 2009, se inició un proyecto de gestión de los riesgos geológicos en sectores con mayor incidencia de procesos geológicos destructivos, abarcando cerca de 20 km, entre Chivay y Pinchollo.

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Imagen 24: Mapa Geológico Del Valle Del Colca. Fuente: Herramienta para la Gestión de Riesgos y La Planificación Del Turismo

Se han reconocido movimientos en masa, destacan mega deslizamientos en los sectores de Maca, Madrigal, Lari Marcapampa, La caldera, Antahuilque. Estos procesos se desarrollan en depósitos proluviales, lacustres, aluviales y avalanchas de escombros. Se han observado bofedales y presencia de manantiales, en el cuerpo de los deslizamientos de Madrigal, Maca y Lari. Los deslizamientos vienen produciendo la perdida de áreas de cultivo (andenes) y pastizales. Así mismo, vienen afectando varios tramos de la carretera entre Chivay y Cabanaconde, Maca-Lari, el complejo de Baños termales La Caldera, canales de irrigación, entre otras obras de infraestructura.

Deslizamiento en maca Su relación con la litología es variable destacando las secuencias aluvio- lacustres de la Formación Colca, depósitos de avalancha de escombros del Hualca Hualca entre otros menores. Uno de ellos, el “Deslizamiento de Maca”, antiguo de tipo rotacional, de aprox. 3.7 km de longitud de escarpa se ha reactivado en nuevos deslizamientos. Las principales reactivaciones se produjeron el año 1991, con el sismo que tuvo epicentro el poblado de

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Maca. Los deslizamientos vienen produciendo la pérdida de áreas de cultivo (andenes) y pastizales en los sectores de Maca-Chacaña, afectando la carretera Maca Cabanaconde y canales de irrigación, entre otras obras de infraestructura. Al oeste de Maca se observan grandes agrietamientos en la parte superior. Muestra un proceso de remoción complejo con escarpas rectas a irregulares, desplazamientos verticales importantes y empuje del material hacia el río Colca.

Imagen 25: Escarpas, asentamientos y grietas en el cuerpo del deslizamiento de Maca. Fuente: Mapa Geológico Del Valle Del Colca: Herramienta para la Gestión de Riesgos y La Planificación Del Turismo.

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Imagen 26: En la siguiente fotografía tomada en el margen derecho del Valle del Colca llegando al poblado de Maca se observa el deslizamiento rotacional que afecta al poblado de Lari.

3.2.6. Geología económica Aspectos generales de la geología económica del área de estudio •

Oro: Se encuentra en cuarzo lechoso, frecuentemente asociado con epidota y rara vez con pirita. El ancho de las vetas varía de unos centímetros hasta un metro. Las labores principales se hallan en la faja del batolito comprendida entre el cerro Torconta y rio Vitor

•

Cobre: Corresponde a la zona cuprífera de cuarzo y turmalina. En la mina Gloria las labores han seguido a las vetas de cuarzo con turmalina que contienen minerales de cobre y hierro

•

Yeso: Se encuentra en la Formación Chilcane donde los depósitos tienen mayor potencia y extensión El yeso en su mayor porcentaje es empleado como retardador del cemento Portland en la fábrica de cemento Yura.

•

Caliza, mármol, travertino: Los principales yacimientos de esta índole, se encuentra en la Formación Arcurquina, en las unidades calcáreas de la Formación Chocolate y Socosani y en los depósitos de travertinos, los que son explotados

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS para la obtención de cal o para su empleo como piedras ornamentales o en la elaboración del cemento Portland. •

Carbón: se presenta en el Miembro Labra del Grupo Yura, aproximadamente 2 kilómetros al Norte del pueblo de Murco.

Mina madrigal Veta Santa Rosa Se emplaza en roca volcánica de la Grupo Tacaza, del terciario medio, es una veta polimetálica de Zn, Pb, Cu y Ag. Los isovalores de plata con cobre son maso menos semejantes, a los de plomo con los de zinc; igualmente son más o menos semejantes; esto significa que el plomo se habrá depositado más asociado al zinc, la plata se habrá depositado más asociado al cobre Los flujos mineralizantes son verticales a inclinados, a lo largo de su recorrido los valores se distribuyen a manera de un anticlinorium. Las mayores leyes de Ag y Cu se hallan a mayor profundidad respecto a mayores leyes de Zn y Pb; las leyes disminuyen a mayor y menor cota del nivel de la ley máxima. En la parte central de la veta, la distancia vertical entre el fondo mineralógico de Cu y el frente final de deposición de 0.1% Cu es de 560m; en los extremos de la veta esta distancia vertical es menor; igual manera en los extremos de la veta las leyes son menor.

Imagen 27: En la imagen se observa la Veta Santa Rosa en Madrigal. Isovalores de Pb/Cu. Fuente: Procesos de formación de los yacimientos minerales del Perú .

3.2.7. Historia Geológica Los gneis, granitos potásicos y migmatitas del complejo basal de la Costa, constituyen las rocas más antiguas de la región. Ellas se desarrollaron a gran profundidad en el pre-

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS paleozoico. La ausencia de sedimentos paleozoicos y triásicos. Sugiere que la región durante ese lapso quedo emergida. Comienzos del Liásico se inicia el depositario del geosinclinal andino, debido a la invasión del mar que cubrió grandes áreas de la región, grandes materiales volcánicos que alteraron con sedimentos del sineamuriano, correspondiente al volcánico Chocolate. Luego la región sufrió un débil levantamiento por la discordancia paralela entre el volcánico chocolate y la formación Socosani levantamientos y hundimiento en la cordillera condicionaron una sedimentación marina y continental en el Cretáceo (Formaciones Murco, Arcurquina y Seraj), así como conglomerados asociados al primer levantamiento andino (Formación Huanca). Una intensa actividad volcánica entre el Oligoceno-Mioceno con predominancia de flujos piroclásticos sobre flujos de lavas (Grupo Tacaza, Formaciones Orcopampa, Alpabamba), así como una fase de deformación (Fase Quichuana). Las otras dos fases se desarrollan en el Plioceno- Holoceno. Durante el plio-pleistoceno una fase magmática andesítica origina la formación de grandes estrato-volcanes en la región. Una actividad explosiva inicial genera depósitos de tobas conocidos como Formación Sencca. Emanaciones posteriores de lavas andesítica, brechas volcánicas y lahares de diferentes centros volcánicos (Coropuna y Firura al oeste y Huachalanqui al este; Antapuna al norte, entre otros), se conocen como Grupo Barroso. La última extensión del volcanismo ocurre en el Pleistoceno- Holoceno, marcando el inicio de un nuevo proceso volcánico en los Andes (Grupo Andahua).

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Imagen 28: En la figura se observa la columna estratigráfica del área de estudio en orden según la edad geológica. Fuente: INGEMMET

Imagen 29: En la figura se observa el mapa geológico del área de estudio referenciando la columna estratigráfica

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3.3 Geología Local

3.3.1. Estratigrafía Yanque La columna estratigráfica fue levantada en las inmediaciones del puente Yanque con coordenadas UTM: 213548E, 8267341N y tiene una longitud de 65m, aproximadamente. Los sedimentos de esta columna estratigráfica sobreyacen a lavas del Mioceno relacionadas a los centros volcánicos locales. Litologicamente, la secuencia sedimentaria se divide en dos partes, la primera parte compuesta principalmente por limos y arcillas y la segunda parte conformada por arenas, gravas y algunos niveles de limos intercalados, es en esta primera parte que se puede observar las estructuras sedimentarias de deformación, sismitas tipo slupms. La primera parte de esta columna se interpreta como una facie lacustre por su litología y las estructuras sedimentarias típicas de este ambiente, la segunda parte se considera como un medio con importante influencia fluvial por la cantidad de canales registrados. Tres estructuras de deformación se registran en las facies lacustres, sin embargo, dos de ellas son colapsos o slumps en el techo de la secuencia dejando a discusión su origen gravitatorio o sísmico. De igual manera, en las facies fluviales de la columna se registran en su mayoría estas estructuras se registran en arenas y unas cuantas en las gravas de paleocanales. El análisis sedimentológico y paleosismológico en este caso es un poco más complejo por ser un sistema fluvial de energía moderada a alta con posibilidades de carga de sedimentos y turbidez que deformen los sedimentos presentes; sin embargo, cabe la posibilidad de que las estructuras de origen sísmico se presenten deformadas en la mayoría de estos puntos ya que se registran en sedimentos finos sin aparente influencia fluvial en los sedimentos suprayacentes.

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Imagen 30: Columna estratigráfica de la columna Puente Yanque

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Imagen 31: Discordancias progresivas que indican subsidencia en la paleocuenca lacustre con la presencia de un slump.

La Calera Litológicamente se observan dos facies distintas. Hacia la base se observan facies de sedimentos finos (arcillas, limos) intercalados con arenas finas con laminaciones horizontales (Sh), ondulitas (Sr) y laminaciones oblicuas (Sv). Del medio de la columna hacia el techo se observan arenas de grano fino en capas delgadas a la base y capas más gruesas hacia el techo, estas arenas con laminaciones horizontales (Sh) y laminaciones oblicuas (Sl) están intercaladas con niveles delgados de calizas. Se interpreta a esta secuencia como una depositación de sedimentos finos en un ambiente lacustre al inicio y una posterior sedimentación fluvial de energía baja a moderada (Figura 4.28). Únicamente presenta un nivel deformado representado por una laminación convoluta, posiblemente relacionada a un movimiento sísmico ya que no se observa sedimentos más gruesos de carga que deformen este nivel que se creó en un ambiente lacustre de energía baja.

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Imagen 32: Columna estratigráfica de la columna La Calera (izquierda) y un pequeño slump en la fase de la columna con su respectiva interpretación (derecha).

3.3.2. Geología Estructural El Valle Colca se ubica dentro de la Zona Volcánica de los Andes Centrales, esta zona se encuentra constituida por estratovolcanes con un cráter central, domos y conos monogenéticos de escorias de lavas asociados a flujos <10 000 B.P (Delacour et al., 2007; De Silva & Francis, 1991). Los depósitos volcánicos cuaternarios muestran evidencias de haber sido erosionados y retrabajados por la actividad glacial, es así, que observamos morrenas y depósitos fluvio-glaciares cubriendo dichos depósitos. En la actualidad la actividad sísmica en el área es elevada, es así que Benavente et al. (2010, 2012) describe un

control estructural

NO-SE en el arco volcánico

Cuaternario a lo largo de aproximadamente 300 km, corredor estructural conformado por fallas normales principalmente con buzamientos opuestos y que cortan depósitos

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS volcánicos cuaternarios, depósitos fluvio- glaciares y aluviales. Asimismo, Sébrier et al. (1985) estudian las fallas de Trigal y Solarpampa, ubicadas en las alturas del Cañon del Colca, entre las localidades de Huambo y Cabanaconde, fallas con orientaciones EO, constituidas por segmentos que se extienden a lo largo de 30 km cortando depósitos volcánicos cuaternarios

y fluvio-glaciares.

David (2007)

y

Antayhua (2002)

analizaron la actividad sísmica de esta área, identificando su distribución tanto en superficie como en profundidad y hallando mecanismos focales con soluciones de tipo normal, siendo compatible con lo observado en el terreno. Benavente et al. 2016 (en revisión) presentan una actualización del mapa neotectónico del Valle del Colca, poniendo en evidencia con registros geológicos, 14 nuevas fallas activas (Figura 4). Una de ellas viene a ser la falla Yanque.

Imagen 33: Mapa neotectónico del valle del Colca, las líneas rojas indican las fallas activas de las zonas, estudiadas e identificadas en campo. La recopilación de eventos sísmicos registrados desde el año 1991 hasta la fecha (IGP), demuestra la alta actividad sísmica de la zona.

4.

ENCARGO

Target 1: Reconocimiento de Estructuras Sedimentarias de Deformación Localizadas en el Puente Yanque. Coordenadas Geográficas: 15°39´21.87´´S, 71°40´19.71´´O Coordenadas UTM: 213529.99mE, 8267303.16mS 19L

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Imagen 34: Imagen Satelital de la Zona de Estudio (punto rojo)

El punto está ubicado al SW del pueblo de Yanque, cerca de las aguas termales de Chacapaqui; ubicamos el área de estudio dentro de una secuencia lacustre que aflora al lado de la carretera. Estos depósitos lacustrinos está presente a lo largo del cañón del Colca, sin embargo, es aquí que se pueden evidenciar presencias de sismitas, también conocidos como estructuras de carga. Estas sismitas fueron originadas por licuefacción provocados por un evento sísmico, estas son estructuras paleosísmicas por excelencia muy estudiadas actualmente en el mundo y las más utilizadas para la determinación de sismos del pasado (RodriguezPascua, 1998; Benavente et al, 2016). Este tipo de material es más susceptible a la licuefacción de arenas de grano fino a medio. Los sedimentos más favorables para la génesis de estas estructuras de deformación generadas por licuefacción son ambientes de playa, barras arenosas y sistemas fluviales. Sin embargo, las cuencas lacustres son consideradas ambientes con mejores condiciones para la identificación de las sismitas ya que estos ambientes sedimentarios representan un ciclo de sedimentación con bajas a moderadas energía, además están compuestos de capas semihorizontales y con sedimentos licuefactables. Según Sims (1975): Define licuefacciones a pequeña escala en sedimentos lacustres y slumps. De acuerdo a las tablas de caracterización de sismitas según Rodriguez Pascua los eventos sísmicos de las secuencias lacustres en la zona pudieran tener magnitudes mayores a 7.

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS Se pueden observar en el área de estudio un tipo de sismitas llamdas slump. Las estructuras slumps son deformaciones penecontemporáneas a la sedimentación, formadas por deslizamiento de una masa de estratos previamente depositados ya sea sobre o cerca de una pendiente. Los slumps se ponen especialmente de manifiesto en series estratigráficas con alternancia de materiales competentes e incompetentes (areniscas-arcillas, calizasmargas, etc.). La estructura resultante es un conjunto de materiales plegados y en muchos casos fracturados (imagen 33), intercalados entre estratos paralelos, que cortan las partes superiores de los materiales afectados. La masa deslizada presenta en su estructura interna una intensa deformación producida durante el tiempo del colapso. Estas estructuras no son un indicativo de ningún ambiente deposicional en particular ya que pueden ser encontradas tanto en medios continentales como en medios marinos.

Imagen 35: Modelo esquemático de la formación de una laminación convoluta

Los principales esfuerzos desarrollados en slumps son de cizalla inducidos gravitacionalmente. Las estructuras de plegamiento y cabalgamiento que se generan durante el deslizamiento de la lámina sedimentaria se producen por desviaciones en el sentido de movimiento del slump o parada brusca del mismo.

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Imagen 36: Fotografía a mayor detalle del slump del Puente Yanque

Ejemplo de estructuras de deformación registrados en la comuna Puente Yanque y su interpretación. Discordancia pregresiva que indican subsidencia en la paleocuenca lacustre con la presencia de un slump.

Target 2: Ambiente de Formación de las Fuentes Termales de la Calera Coordenadas Geográficas: 15°36´52.79´´S, 71°35´13.36´´O Coordenadas UTM: 2633.81mE, 8272128.91mS L19

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Imagen 37: La sección hidrogeológica C-C’ muestra el ambiente de formación de la fuente termal la Calera (principal abastecedor de aguas minerales y termales del balneario de Chivay).

En este punto se tiene un gran afloramiento de areniscas y lutitas de la Formación Labra, areniscas arcósicas y limolitas de la Formación Murco; ambas consideradas como acuíferos fisurados sedimentarios. El lugar de afloramiento de la fuente termal muestra que su dinámica de flujo está controlada por una falla inversa de dirección noroeste sureste (imagen 37), emplazada transversalmente al valle del Colca. En este sector las condiciones litológicas, geomorfológicas, tectónicas y estructurales de los acuíferos volcánicos y sedimentarios, han desarrollado fracturas solamente en ciertos niveles, por lo tanto, las surgencias de esta fuente son puntuales. La zona de recarga se produce en margen derecha en lavas andesíticas que reciben aguas de la lluvia a través de sus fallas y fracturas, la que permite la infiltración profunda mayor a 3000 m donde adquiere alta temperatura (67.20 °C). El sistema acuífero que alberga esta surgencia es discontinuo, heterogéneo, la recarga se produce mediante rocas volcánicas, con circulación profunda y el ambiente de formación son de rocas sedimentarias, los cuales reflejan su predominancia sódica clorurada. El contenido mayoritario en sodio procede de la meteorización de silicatos y la disolución de rocas sedimentarias.

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Imagen 38: Mapa hidrogeológico del valle del Colca, INGEMMET

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Imagen 39: Sección geológica de la calera, INGEMMET

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5.

CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES •

Las formaciones que se vio en el recorrido están relacionadas con los efecto de la actividad volcánica del Hualca Huallca ocurridos en el cuaternario reciente.

•

Las rocas acuíferas del valle del Colca son lavas andesíticas y tobas en bloques consideradas como acuíferos volcánicos, las areniscas arcósicas y areniscas son acuíferos fisurados sedimentarios y se tiene acuíferos porosos en depósitos aluviales y flujos de escombros.

•

Las sismitas, los escarpes de fallas que afectan a los depósitos cuaternarios junto con la sismisidad son indicadores de frecuentes deslizamientos en la zona.

•

En el poblado de Maca las lluvias y el suelo poroso al interactuar con un movimiento sísmico podría generar la licuefacción de los suelos ocasionando grandes deslizamientos en la zona.

•

Los principales factores condicionantes generadores de peligros según este estudio son: la geomorfología, litología y fallamiento, que interactúan y reaccionan frente a un factor desencadenante principal que es la sismicidad.

•

Queda demostrado que los peligros naturales como movimientos en masa, erupciones volcánicas y sismos, siempre ocurrirán en el valle del Colca y está en manos de la población comprender esta realidad y para ellos deben tomar en cuenta los escenarios del pasado cercano y luego preparar su entorno y viviendas para ser menos vulnerables.

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6.

BIBLIOGRAFIA •

“Evaluación Geológica Post-Sismo del 14 de agosto del 2016: Reactivación de la Falla Yanque, Arequipa”, Gabino F. Delgado, Carlos Benavente, Luis Albinez, Enoch Aguirre, Edu Taipe (2016), boletín de la sociedad geológica del Perú, pág. 32 - 35.

•

“Neotectónica, Evolución del Relieve y Peligro Sísmico en la Región Arequipa”, INGEMMET, boletín serie C: geodinámica e ingeniería geológica N°64, pág. 126 – 127, 149 – 155.

•

“Características Hidrogeológicas del Valle del Colca, entre Chivay y Maca” (Fluquer Peña, Shianny Vásquez, Jose Manuel Carpio, Jose Carlos Farfan & Percy Sulca, INGEMMET), pág. 134 – 135.

•

“Caracterización Geoquímica de las Manifestaciones Geotermales en el Valle del Colca, Chivay, Arequipa”, Vicentina Cruz, Koji Matsuda, pág. 2.

•

“Estratigráfica de las Cuencas Lacustres Colca y Omate: Ejemplos de Paleosismicidad y Tectónica Activa del Arco Volcánico Cuaternario y Actual de los Andes Centrales del Sur del Perú”, Benavente, C, Delgado, F. y Audin, L. (2014), INGEMMET, pág. 3

•

“Geología del Cuadrángulo de Arequipa” – Boletín No 24 (Luis Vargas V.)

•

“Evaluación de peligros del poblado de Yanque, provincia de Caylloma-región Arequipa”, Jordy Grober Portilla Luza (2018)

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7.

ANEXOS

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