Estratigrafia del paleozoico de la cordillera oriental al sureste del Peru, frontera
Peru – Bolivia

1. El paleozoico inferior

Laubacher, G en 1974, divide la secuencia paleozoica
inferior al SE del Perú en tres unidades:

Unidad Tiempo Propuesto

– Formación
Ananea Silúrico-Devoniano

– Formación Sandia Caradociano

– Formación San
José Arenigiano-Llanvirniano

A toda esta secuencia le atribuyó un grosor entre
10000 a 15000 m. de lutitas y areniscas "marinas" afectadas por
un metamorfismo epizonal. La sedimentación en general fue
dividida en dos periodos:

*Una sedimentación ordoviciana, entre el
Arenigiano superior y el Caradociano, con una edad
cronoestratigráfica entre 480 a 440 M.A.

*Una sedimentación Siluro-Devóniano, entre
el Siluriano inferior y un Devoniano aún no diferenciado
en esta región. Con una edad cronoestratigráfica
propuesta entre los 435 a 350 M.A

A lo largo de los valles Sandia, Huari Huari y
Tambopata-Lanza se observaron las unidades siguientes:

2. Grupo San
José

Definido en el valle de Sandia por G. Laubacher (1978),
con el rango litoestratigráfico de formación en
base a una litología monótona de pizarras sin
cambio
litológico en toda su secuencia, posteriormente fue
elevada a la categoría de Grupo por N.
De La Cruz (1996).

3. Formación
Iparo

Esta conformada por sedimentitas finas, piritosas con
esquistosidad cortante al plano de estratificación, que
presenta fauna de
graptolites. Se parte en lajas planas entre los 20 a 5 cm. de
grosor en algunos sectores. Las pizarras está
acompañada de lentes de cuarcitas en la base de cada capa.
La roca tiene un color
gris-oscuro, a veces azulado, siendo algunos sectores bien
laminados por lo que en otras partes es conocido como lutitas
bandeadas. El grosor aproximado de la Formación Iparo es
de 2110 m. Cronoestratigráficamente se ubica entre las
series Arenigiano inferior y el Llanvirniano inferior. El primero
podría corresponder al piso Bendigoniano al Yapeniano
(superior), mientras que el segundo al piso Darriginiano, donde
las variaciones litológicas comienzan a variar.

Se hallaron fósiles marcadores entre los valles
de Sandia y Tambopata como: Expansograptus hirundo (Salter) y
Expansograptus nitidus (Hall), el nivel más inferior
estaría marcado por niveles con Didymograptus v-deflexus
(Harris) que estaría representando a las secuencias
más antiguas en Perú (Fig.3)

En Bolivia ,
Bulman (1931) definio el Llanvirniano por la presencia de
Didymograptus murchisoni a quien se le superponían los
niveles con Glossograptus hinckinsi, ciliatus, etc.

Hacia el SE, en Cochabamba (Bolivia) la
Formación Iparo se correlaciona litológicamente con
las secuencias superiores de la Formación Independencia,
y casi toda la secuencia limoarcillítica de la
Formación Capinota (Gagnier P. Y., 1996). En la Cordillera
Oriental Argentina Astini
R., 1995, se correlaciona con las areniscas y limoarcillitas de
la Formación Acoite, más al Sur, en la
Pre-Cordillera de San Juan (Sánchez T., 1996) es
correlacionable con la Formación San Juan cuyas litofacies
son muy diferentes, ya que están conformadas por calizas y
margas propias de un ambiente de
plataforma, lo cual pone en evidencia la profundización de
la cuenca hacia las regiones de Bolivia y SE del Perú. Por
otro lado en Argentina,
Aceñolaza, F (1980) señala Tetragraptus
approximatus como indicadora (secuencias inferiores de lutitas
grises) del Arenigiano inferior, esto en las sierras de
Fátima.

De acuerdo a su litología y fauna hallada, La
Formación Iparo corresponde a niveles subneríticos,
específicamente a zonas profundas por debajo de los 2000
m.s.n.m. La acumulación de pirita cúbica generada
por los compuestos de azufre y hierro
generados singenéticamente con la sedimentación,
evidencia un ambiente de
aguas calmas sin ninguna variación en las corrientes
marinas. La relativa abundancia de las faunas
graptolíticas llegaron a sedimentarse después de
haber muerto y precipitarse a los fondos marinos totalmente
segmentadas de la colonia principal.

4. Formación
Purumpata

Sobreyaciente litoestratigráficamente a la
Formación Iparo se presenta una secuencia de pizarras
grises a beige en estratos uniformes de 5 a 10 cm. Aflora en el
valle de Sandia, observándose excelentemente entre el
distrito de Yanahuaya al caserío de Purumpata; para esto
existe una carretera bien conservada en dirección SO-NE, presentando las rocas una
exposición de aprox. 4 km. Está constituida por
pizarras gris claras a beige, con niveles de areniscas en
estructura
"flaser". La presencia de pirita disminuye subiendo
litoestratigráficamente. En general su textura es
más arcillosa habiéndose incrementado
significativamente, la abundancia de fauna graptolífera.
El grosor aproximado de la Formación Purumpata es de 1809
m. Cronoestratigráficamente se ubica entre las series
Llanvirniano inferior al Llandeiliano, abarcando el piso
Darriviliano (Fig.4)

En Bolivia, en la provincia de Cochabamba, es
correlacionable con las secuencias superiores de la
Formación Capinota y toda la Formación Anzaldo
(Gagnier P. Y. et al, 1996), conformada por limolitas
amarillentas, micáceas y bandeadas.

Actualmente, las secuencias ordovicianas han bajado
cronoestratigráficamente hasta el Arenigiano inferior,
teniendo evidencias de fauna tremadociana en un afloramiento al
sur de Yanahuaya, donde se tiene la presencia del trilobite,
Triartus rectifrons (Harrington) (Harrington y Leanza, 1943) del
Tremadociano superior.

La Formación Purumpata representa el cambio de
facies de un ambiente profundo (offshore inferior) a condiciones
marinas someras a litorales (offshore superior). La presencia de
braquiópodos y artrópodos formas vivientes del
Bentos y la presencia de arcillosidad y micas sugieren las
cercanías de los aportes sedimentarios continentales, la
estratificación paralela y simétrica continua y sin
signos de bioturbación se observan hasta los niveles
medios. La
secuencia superior registra perturbaciones y
estratificación ondulada, con aumento de los niveles
limolíticos formando una secuencia de límite hacia
las secuencias siliciclásticas de la Formación
Sandia.

5. Formacion
Sandia

Definido inicialmente en el valle de Sandia por
Laubacher G. en 1974 como una secuencia de cuarcitas y pelitas
sobreyaciente sobre la "Formación San José". Esta
unidad sobreyace en concordancia secuencial sobre las limolitas
micáceas de la Formación Purumpata, representando
las facies siliciclásticas de Ordoviciano superior. Su
mejor exposición se encuentra entre el caserío
Huancaluque y la Qda. Garita siendo una sección completa y
continua afectada parcialmente por un fallamiento que lo pone en
contacto con la Formación Ipáro
(Fig.5 y 6). La Formación Sandia está constituida
por una secuencia de cuarcitas y areniscas grises intercaladas
con algunas limoarcillitas gris oscuras, estando su mejor
exposición entre el caserío Huancaluque y la Qda.
Garita. Esta formación presenta abundantes estructuras de
corriente. El grosor de la Formación Sandia es de 1641 m.
aproximadamente. En la región no se ha reportado
macrofósiles diagnósticos en ninguno de sus niveles
cartografiados en diferentes localidades sin embargo, es factible
en base a las secciones litológicas, posición
estratigráfica y facies de aquellas, correlacionar estas
areniscas con las secuencias encontradas en la mina de Santo
Domingo (Laubacher, 1978) donde se menciona esquistos
debajo de los 150 a 200 m. de cuarcitas atribuidas a la
Formación Sandia. Estos "esquistos" presentan graptolites
como: Climarograptus scharenbergi, Glyptograptus cf. G.
Teretusculas, Hallograptus cf. H. Mucrunatus, Leptograptus,
Nemagraptus, Orthograptus. que inicialmente Berry las
atribuyó al Caradociano inferior.

Asimismo, este mismo autor menciona al Este del
río Inambari sobre el río La Pampa, cuarcitas
intercaladas con lutitas conteniendo fauna de trilobites,
braquiópodos y cephalópodos de posible edad
Caradociana.

En Huánuco, Dalmayrac B. (op cit) reconoce
también el Llandeiliano por la presencia de: Glossograptus
ciliatus, Climacograptus ruedemanni, Didymograptus
serratus.

En la zona de estudio al NE de San José, las
facies superiores de la Formación Purumpata cambian
gradualmente a los primeros niveles de cuarcitas y areniscas de
la Formación Sandia. Este intervalo conserva fauna
asociada de braquiópodos: Nanorthis cf. N. grandis
(Harrington), que vienen desde el Arenigiano al Llandeiliano
medio y artículos de crinoideos de amplio rango en el
sistema
ordoviciano. En este mismo lugar, se ubicó Glossograptus
ciliatus (Emmons), característico del Llandeiliano y
correlacionable con las secuencias aflorantes en Huánuco
donde Aceñolaza F. (1980) lo menciona como característico de esta serie. Más al
norte, en el caserío Camarón, el yacimiento de
graptolites y trilobites descubierto en las secuencias de
límite con la Formación Sandia ubican sus
afloramientos en el rango Llandeiliano para Dicranograptus sp. y
Ogygiocarella cf. O. debuchi (Brogniart) del Llandeiliano
superior. Esto hace pensar que los niveles superiores exactamente
la zona de límite, estaría abarcando la serie
Llandeiliano, y los primeros niveles siliciclásticos de la
Formación Sandia corresponderían a la
transición Llandeiliano-Caradociano.

Por otro lado, en Bolivia, Gagnier (1996) menciona que a
70 km. al SO de Potosí y en Cochabamba, incluyendo en el
área Yura-Titicaca la supersecuencia Tacsara compuesta por
las formaciones Capinota (Llanvirniano), Anzaldo (Llandeiliano) y
San Benito (Caradociano). Se correlaciona muy bien con las
Formaciones Purumpata y Sandia; ésta última, es el
equivalente de la Formación San Benito y la secuencia de
límite estaría dada por la Formación
Anzaldo. Esta unidad ha sido bien datada como Llandeiliano para
la zona de Cochabamba, mientras que al SO de Potosí las
unidades se engruesan y el Caradociano conforma la supersecuencia
Tacsara indiferenciado.

En resumen, los niveles inferiores de la
Formación Sandia estarían comprendidos en el lapso
de tiempo
Llandeiliano-Caradociano, correspondiendo a la secuencia de
límite observada al norte de San José,
Camarón y Masiapo. Los niveles superiores correspondientes
a secuencias rítmicas y turbiditas observadas en el
río Sina, Huancaluque y Río Lanza, corresponde a
los niveles turbidíticos datados en Bolivia en el
Caradociano superior, pudiendo corresponder a los niveles de la
Formación Tokochi y Cancañiri inferior de
Potosí y Cochabamba, respectivamente (Fig. 7 y
8).

Las condiciones sedimentarias de la Formación
Sandia son características de un ambiente marino menos
profundo observandose estructuras
sedimentarias y "deslizamientos" en las secuencias superiores,
con una alternancia rítmica de pelitas y areniscas. La
Formación Purumpata pasa progresivamente a un incremento
del grano hasta aumentar niveles finos de areniscas, y donde las
limoarcillitas comienzan a evidenciar micas. Las
braquiópodos se hacen presente (Nanorthis), así
como las crinoideas que pueden considerarse de "habitat" somero
arraigadas a la luz solar. La
posterior progradación de barras de cuarcitas grises
micáceos intercalados con pizarras grises oscuras dan la
idea de acumulaciones en condiciones marinas. La presencia de
ondulitas asimétricas y simétricas, la
estratificación sesgada, lenticular y canales de corte y
relleno podrian sugerir un ambiente marino litoral en base a que
estas estructuras no presentan grandes dimensiones especialmente
la estratificación sesgada. Varios trilobites,
cephalopodos y braquiópodos encontrados en esta unidad
(Río La Pampa-Huánuco, Rio Inambari) son
considerados como el factor principal que regula su distribución y en condiciones a nivel de la
interfase agua-sedimento, sugeriendo condiciones de
sedimentación marinos. Seguidamente la acumulación
de areniscas marinas en estratos gruesos intercalados con algunas
pelitas, podría interpretarse como terrazas de baja mar
(Shoreface superior) las que corrresponderian a la parte inferior
de la Formación Sandia. Secuencialmente, la
acumulación de areniscas interestratificada con lutitas
gris oscuras en estratos medios y la
abundancia de estructuras tipo SW se interpreta como los
límites de las mareas alta y baja, llamado también
foreshore ó estrán, cuyo proceso
predominante es el batido del oleaje seleccionando muy bien el
sedimento, con laminación paralela (Sh) de alta
energía inclinada hacia el mar (Dabrio, G. et al., 1984).
Suprayacen a éstas últimas, unas areniscas macizas
con intercalaciones de lutitas oscuras, presentando facies
predominantes tipo St y secundarias Sw, Sl y Sr, las que se
interpretan como llanura deltaica indicando una
progradación del frente deltaico. La última
secuencia corresponde a bancos masivos de
areniscas con niveles deslizados (Sd), y secuencias alternadas de
areniscas y pelitas interpretandose como depósitos de
turbiditas encontradas en Sina, Totora y Río Lanza
(Fig.9). La alternancia rítmica de areniscas y pelitas
paralelas y contínuas se observan tambien en la carretera
del puente Nacureque a Sandia (ver Fotos N° 25
al 31). Después de esta última acumulación,
sobrevienen facies de lutitas micáceas oscuras de mar
abierto (Offshore) correspondientes a los primeros niveles de la
Formación Ananea.

6. Formacion
Ananea

Toma su nombre de la localidad de Ananea en el
departamento de Puno donde Laubacher G., op cit 1978, la describe
como una gruesa secuencia de pizarras y esquistos aflorantes a lo
largo de la ruta entre Ananea a Cuyo Cuyo. Esta unidad sobreyace
concordante sobre los niveles rítmicos de la
Formación Sandia. En la región conforma los
núcleos de los sinclinales a lo largo de los valles de
Sandia y Tambopata. Consiste de esquistos gris oscuros afectados
por una esquistosidad de flujo que en muchos casos impide
observar la estratificación, estando plegada fuertemente
en varios sectores. Sus niveles inferiores conservan
láminas de areniscas finas en estructuras lenticulares. A
partir de este punto, esta formación pierde paulatinamente
su metamorfismo con dirección NE; es así que al norte de
Camarón y Río Lanza, esta unidad presenta la
apariencia de lutitas y limoarcillitas micáceas,
conservando una incipiente esquistosidad y de bajo ángulo
con respecto a la estratificación. Entre Sandia y
Huancaluque se midió un flanco del sinclinal done aflora
la Formación Ananea en dirección SO, reportando 550
m. aprox. de pizarras gris oscuras con fuerte inclinación
al SO. A la fecha, el límite Silurico Devoniano no han
sido evidenciado en la región de estudio. La falta (por
erosión) o ausencia de restos fósiles ha
dificultado la correlación con unidades bien datadas en
Bolivia, donde la continuidad litológica, fauna
característica; asociada, ha permitido su
diferenciación en series e inclusive por pisos.

En nuestro territorio el Siluriano ha sido poco
reconocido, ubicándose escasa fauna de macrofósiles
y prácticamente nada de microfósiles. Esto ha
traído como consecuencia no tener hasta la fecha un
registro
fósil característico, desde el Ordoviciano superior
al Devóniano inferior. Se puede postular con algunas
relaciones actuales sobre la posición relativa de las
secuencias pelíticas que suprayacen al Ordoviciano
superior. En primer lugar, la base esta constituida por un "nivel
guía" llamado "Formación Zapla" hallado en Calca,
Carcelpunco y Urubamba con una litología que corresponde a
bancos de
areniscas cuarzosas intercaladas con pizarras en la secuencia
inferior y seguido de diamictitas, los que luego pasan a bancos
de microconglomerados cuarzosos que tienen una matriz
arenosa, intercalandose cuarcitas y pizarras; predominando
éstas últimas, hacia el techo. Laubacher en 1974,
menciona esta unidad en el Cañón de Carcelpunco,
como un nivel cuarzoso detrítico gris verduzco de 120 a
150 m. de grosor, cuyo contenido de Histrochosferas y
Chitinosferas lo atribuyeran a un depósito marino y
Silúriano correlacionándolo con el Horizonte
Cancañiri de Bolívia y Zapla de Argentina. En
Bolivia, se le consideraba una edad Llandoveriana superior a
Wenlockiana (Branisa et al., 1972) ó una edad
pre-llandoveriana superior.

Estudios recientes, en Bolivia y Argentina se ha
reportado la presencia de trilobites que, precisan esta edad en
el Ashgiliano Díaz, E. (1996). Sin embargo, hay que
recordar que esta unidad es de origen "resedimentado" con la
presencia de fósiles que indican una edad Ashgiliana
(Antelo, 1973; Rodrigo et al., 1977; Suárez, 1995 en
Díaz, E. op cit), pero muy probablemente por su
posición litoestratigráfica en el tiempo
corresponde a un tiempo posterior. Es evidente que esta unidad se
haya resedimentado durante el Llandoveriano con un reciclado de
fósiles del Ordovíciano superior (Ashgiliano). Son
comparables a las calizas fosilíferas de edad Wenlockiana
intercaladas dentro de la Formación Cancañiri en la
Cordillera de Tunari (Diaz E., op cit) y consideradas como
diferentes eventos de
resedimentación (Fig. 10). En el altiplano entre Lampa y
Calapuja los primeros niveles de la Formación Chagrapi
reportan fósiles del Llandoveriano inferior, lo cual
indica que los niveles superiores de la Formación Calapuja
son probablemente de edad Ashgiliana, si consideramos una
continuidad homogénea de sus relaciones litológicas
tenemos que la Formación Zapla no existe como niveles
resedimentados o diamictitas, pero si se podría
correlacionar con los niveles "Flysh" que se presentan en las
secuencias inferiores de la Formación Chagrapi (antes
Formación Calapuja superior), conformado por secuencias
alternadas de areniscas y lutitas en una relación de 1:3
(Boucot et al, 1982).

Esto nuevamente da la idea de que la transición
entre el Ordoviciano superior y el Siluriano inferior
corresponden litológicamente a secuencias resedimentadas y
turbiditas que abarcan desde Cuzco hasta Bolivia e inclusive
Argentina. De acuerdo a los estudios de Sempere (1995) e Isaacson
y Díaz (1985) (En Díaz E. op cit), el apilamiento
tectónico en el frente de deformación es la causa
probable para el aumento de la subsidencia, frente de alimentación y la
inestabilidad tectónica que facilitarán la
resedimentación, turbiditas y deslizamientos
sinsedimentarios en la cuenca Boliviana-Peruana (Fig. 11). Esto
trajo como consecuencia la formación de terrenos y
relieves que originaron glaciaciones locales, de acuerdo a la
latitud cercana al polo norte durante el Ordoviciano, ubicada en
el Islandsis del Ordovíciano terminal en el Sahara
(Aubouin J., 1981). Estas glaciaciones locales de latitud y no de
altitud originaron sedimentos glaciares cercanos al margen
occidental de la cuenca y desplazándose como
deslizamientos, originaron secuencias resedimentadas de tillitas
(10) en algunas áreas (Calca – Urubamba Carlotto et al
1996; – Pacaypata – Carcelpunco Laubacher 1978) donde hubo mayor
incidencia glacial; y turbiditas y secuencias tipo "Flysh" en
otros sectores como Sandia, Lampa y Calca.

(Para ver el gráfico faltante haga click en el
menú superior "Bajar Trabajo")

A.- Formacion Iparo(Valle de sandia); B.-
Formacion Purumpata (Valle de Huari-Huari); C.- Formacion
Sandia(Nacientes del rio Tambopata); D.- Formacion
Sandia(Valle del Tambopata); E.-Formacion Sandia(Valle de
Sandia – Huancaluque); F.- Secuencia tabulares con
estratificacion flaser – Formacion Sandia(Valle de
Huari-Huari).

La Formación Ananea representa a secuencias
pelíticas depositadas en un ambiente marino algo profundo.
Sus primeros niveles pueden corresponder a sedimentos
turbidíticos y flysh, consecuencia de la inestabilidad
tectónica a finales del Ordoviciano. La región de
estudio representaría la cuenca más profunda,
mientras que en Lampa se interpreta como paleoambiente
nerítico de plataforma en base a fósiles como los
braquiópodos y conularias (Formación Chagrapi). Los
niveles medios a superiores de la Formación Ananea no han
sido estudiados en este trabajo.

7. Paleozoico
Superior

Esta secuencia se encuentra bien expuesta a lo largo de
la cordillera oriental del Sur del Perú,
prolongándose a territorio Boliviano,
litológicamente esta constituida hacia la base por la
secuencia silicoclástica-pelítica del Grupo Ambo y
las secuencia carbonatadas, samítico-carbonatadas de los
Grupos
Tarma-Copacabana y suparayaciendo discordantemente la secuencia
volcano-sedimentaria (capas rojas) del Grupo Mitu.

8. Grupo
Ambo

Nombre dado por Newell N., y otros (1949) a una
secuencia samita-pelítica continental aflorante en los
alrededores de Ambo – dpto. de Huánuco.

en el altiplano de la región sur, la unidad ha
sido descrita por Klinck B. y Palacios O. Y otros (1991) en el
cuadrángulo de puno; y por De La Cruz N. (1995) en el
cuadrángulo de Azángaro.

Afloramientos del Grupo Ambo se encuentra localizados en
el sector Oeste de la Laguna Cocaña Cocha y se prolongan
hacia el Norte. La unidad genera una morfología moderada a
abrupta, dependiendo de la estructura que
esté formando.

RELACION PALEONTOLOGICA DEL GRUPO AMBO
(Laubacher, 1978)

En base a su posición estratigráfica, ya
que sobreyace a la Formación Ananea del Siluro-Devoniano e
infrayace al Grupo Tarma del Carbonífero Superior;
así como por la presencia de restos fósiles
encontrados en esta unidad, se la puede considerar en edad como
Carbonífero inferior (Mississipiano).

La secuencia carbonífera presentes en el
área, se han depositado mayormente bajo ambientes
continentales próximos a la línea de costa con un
lento hundimiento del terreno y con pequeñas oscilaciones
de mares transgresivos, favoreciendo el desarrollo de
pantanos en los cuales se ha acumulado algo de material
carbonoso.

9. Grupo
Tarma

denominado así por Dumbar G. y Newell N. (1946)
para referirse a una secuencia pelito-calcárea que aflora
en el perú central. asimismo, Audebaud E. (1973) describe
una secuencia arenisco-pelítico calcárea en el
cuadrángulo de Sicuani que la atribuye al Grupo Tarma y
parte inferior del Grupo Copacabana. Similarmente, Newell N. Y
otros (1949), se refieren a una secuencia similar al norte
de Muñani.

La unidad está conformada por una
intercalación de areniscas, calizas y limoarcilitas, cuyas
proporciones resultan ser variables
según la aparente paleogeografía que tuvo durante
su depositación

La parte media de la secuencia se tiene una
intercalación de areniscas, calizas, limoarcilitas
abigarradas, en capas delgadas. Las areniscas son de grano fino y
cemento
calcáreo, con algunas estructuras sedimentarias como
flaser bedding, ripples y otros niveles con laminación
horizontal paralela.

Al tope se tiene una secuencia más continua una
intercalación de areniscas feldespáticas de
color gris
verduzco, en capas tabulares de grano medio con areniscas
calcáreas, calizas y algunos niveles con nódulos de
chert, las areniscas presentan niveles con estratificación
sesgada de mediana y pequeña escala.

Esta litofacies comúnmente observadas en la
unidad, son interpretadas por Audebaud E. (1973), en Pitumarca
como evidencias de zonas positivas o muy someras y de
morfología suave las que existieron durante la
depositación de la unidad.

El Grupo Tarma en el área de estudio presenta un
grosor de 500 m. y descansa en aparente concordancia sobre el
Grupo Ambo. De otro lado, su límite superior con el Grupo
Copacabana es concordante, con un cambio litológico bien
marcado, donde terminan las areniscas y comienza una
sucesión neta de calizas que corresponden a la unidad
superior.

En el cerro Sombreruni se han encontrado algunas
especies, como; Neospirifer cameratus (MORTON), Neospirifer sp,
Linoproductus cora (D’ORBIGNY), Kochiproductus cf K
peruvianus (D’ORBIGNY), Composita sp, Crurithyris sp,
Lophophyllidium sp, Spiriferella sp, Syringothyris sp, Buxtonia
sp, Kozlowskia sp, Lissochonetes sp, Kiangsiellampinguis CHRONIC,
que son característicos del Carbonífero
superior.

Las características sedimentarias nos indican un
ambiente sedimentario que corresponde a una llanura tidal con
barras y lagunas. Por otro lado también las estructuras de
la parte superior nos indican un ambiente de sedimentación
que corresponde al frente de playa.

PALEONTOLOGICA DEL GRUPO TARMA

10. Grupo
Copacabana

Douglas J. (1920), describe por primera vez una
secuencia calcáreo-pelítica en la península
de copacabana en el lago titicaca, bolivia. más adelante
en 1936 Cabrera La Rosa & Petersen G. designa a ésta
secuencia como formación copacabana, la misma que es
elevada a la categoría de grupo por Dumbar & Newell N.
(1946). más adelante Newell n., Chronic j. y Roberts T
(1949), establecen cuatro zonas de fusulínidos en la
unidad: zona de Silvaseptopora, zona de Triticites opimus, zona
de Pseudoschwagerina uddeni y zona de Parafusulina.

Audebaud e. (1973) ha cartografiado esta unidad en los
cuadrángulos de sicuani y ocongate. por su parte,
Laubacher g. (1978) menciona su presencia en los
cuadrángulos de macusani y parte de
nuñoa.

En el área de estudio se tiene a esta secuencia
bien representada en el C° Yana Orjo, C° Chuntajatahui y
C° Morado. En todos los casos, los afloramientos no son muy
extensos, perdiéndose lateralmente por
erosión.

Su expresión morfológica es
característica y generalmente abrupta, dado que genera
grandes escarpas verticales en los que destacan
nítidamente sus planos de estratificación. Estos
afloramientos resultan fácilmente distinguibles a la
distancia, debido al color blanquecino que presentan sus rocas componentes
en superficie alterada. Estas características sumadas a su
estratificación marcada facilitan su
identificación.

(Para ver el gráfico faltante haga click en el
menú superior "Bajar Trabajo")

G.- Formación Ananea(Limbani); H.-
Grupo Ambo (Limbani); I.- Grupos Copacabana
y Mitu(NE de Crucero); J.- Secuencia estratigráfica
del paleozoico superior – Gpos Ambo, Tarma y Copacabana(laguna
Cocañacocha – Limbani)

En general, el Grupo Copacabana tiene un grosor de 500
m. y está conformado por calizas micríticas,
espáticas, caliza arenosa y limoarcilitas
calcáreas, predominantemente se presentan en capas
gruesas.El Grupo Copacabana suprayace concordantemente al Grupo
Tarma, habiéndose colocado el contacto donde terminan las
areniscas y comienza una sucesión enteramente
calcárea, infrayace en algunas partes en discordancia
angular suave y en otras en concordancia a las areniscas rojas y
volcanitas del Grupo Mitu.

Las muestras paleontológicas recolectadas
reportan la presencia de Neospirifer cameratus (MORTON),
Kiangsiella pinguis CHRONIC, Dictyoclostus inca
(D’ORBIGNY), Neospirifer condor (D’ORBIGNY),
Stereochia inca (D’ORBIGNY), Omphalotrochus sp,
Linoproductus cf. L. cora (D’ORBIGNY), Linoproductus sp.,
se tiene entre otros, que indican una edad correspondiente al
Pérmiano inferior.

Basados en los trabajos paleontológicos de Newell
N., Chronic J. y Robert T. (1949), establecen cuatro zonas de
fusulínidos en la unidad: zona de Silvaseptopora, zona de
Triticites opimus, zona de Pseudoschwagerina uddeni y zona de
Parafusulina.así como en las especies reportadas en este
trabajo, se puede mencionar que la edad del Grupo Copacabana es
del Pérmiano inferior. Muestras paleontológicas
recolectadas han sido estudiadas por el INGEMMET en
Limbani.

RELACION PALEONTOLOGICA

11. Grupo
Mitu

el nombre fue introducido por Mc Laughlin d. (1924) para
referirse a una secuencia de areniscas rojas permianas expuestas
en el perú central.

en el sur del país, el grupo mitu tiene una gran
extensión y desarrollo,
sobre todo a lo largo del frente so de la cordillera oriental.
Audebaud E. (1973) la describe en los cuadrángulos de
sicuani, ocongate, macusani, nuñoa así como
Laubacher G. (1978).

se han reconocido dos tipos de litofacies en la
secuencia: una principalmente clástica y la otra
mayoritariamente volcánica. las volcanitas se van a
encontrar indistintamente intercaladas con las areniscas (Newell
n., et al, 1949; Audebaud E., 1973; Laubacher G., 1978; Marocco
R., 1978, entre otros). en el área de estudio el grupo
mitu se encuentra restringida hacia el so, aflorando
básicamente litofacies volcánicas que están
constituidas por lavas andesíticas de textura
porfirítica, de naturaleza
plagiofírica, con una pasta micro a criptocristalina
conteniendo una cantidad menor de feldespatos potásico,
cuarzo, piroxenos y anfíboles. se intercalan algunas
brechas con litoclastos volcánicos. además, se
encuentran areniscas arcósicas de grano fino, color rojo
brunáceo en capas de 60 cm. o más.

según Kontak d. (1985), las vulcanitas del grupo
mitu deben ser divididas de acuerdo a criterios
mineralógicos y químicos en alcalinos, peralcalinos
y shoshoníticos.

el vulcanismo del grupo mitu pertenece al magmatismo del
arco interno fue episódico y periódicamente con un
dominio de la
fuente de la corteza. según este mismo autor, el
vulcanismo pudo haber estado
ligeramente relacionado a los procesos de
subducción.

son muy comunes las intercalaciones de areniscas
arcósicas conglomerádicas que contienen elementos
volcánicos, poniendo en evidencia la coetaneidad entre el
vulcanismo y la depositación del material
clástico.

el grosor de la secuencia es estimada en 500 m.,
correspondiendo las mayores dimensiones al norte del área
(abra de usicayos).

el grupo mitu suprayace en discordancia erosional a las
calizas del grupo copacabana. no se han encontrado fósiles
en los estratos de la unidad, pero basado en sus relaciones
estratigráficas post-leonardino y pre-cretáceo, su
edad estaría entre el permiano superior y el
triásico inferior. a su vez, según Kontak D.
(op.cit), las lavas del grupo mitu de la cordillera oriental
tienen un rango de edad rb-sr entre 270 a 210 m.a.; mientras que
Mc Bride et al (1983) obtienen edad k-ar de 280 y 245 m.a. para
las volcanitas equivalentes del no de bolivia.

de otro lado, en el altiplano, Klinck B., Palacios O. et
al (1991), obtienen una edad k-ar de 272 ± 10 m.a. para
una volcanita del grupo iscay (equivalente a la parte superior
volcánica del gpo. mitu). según esto, éstas
rocas tendrían un rango de edad comprendido entre el
permiano superior y el triásico inferior, siendo por
tanto, ambos rangos de edades bastante compatibles.

12. Referencias
Bibliograficas

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13.
Conclusiones

*El Paleozoico inferior en la región de estudio
esta conformado por El Grupo San José, las Formaciones
Sandia, Zapla y Ananea; El paleozoico superior por los Grupos
Ambo Tarma, Copacabana y Mitu.

*El Grupo San José es la unidad mas antigua del
ordoviciano en territorio peruano. Se correlaciona
litoestratigráficamente con la Formación Independencia
de Bolivia y en tiempo con las Formaciones Acoite, La Silla y San
Juan de Argentina.

*La Formación Sandia es equivalente a la
Formación Calapuja del altiplano; y las areniscas
aflorantes en Cuzco y Huánuco.

*La Formacion Ananea es el equivalente a las Formaciones
Cancañiri?, Llallagua, Uncia y Catavi (Siluriano)
formaciones Vila Vila, Belén, Sica Sica y Culpacucho
(Devoniano), aflorantes en el altiplano boliviano.

*El Grupo Ambo es sinónimo al Oeste de Bolivia y
compuesta por las formaciones: Cumaná, Kasa y
Siripaca.

*Los grupos Tarma y Copacabana tienen sus equivalentes
en Bolivia en las formaciones Yaurichambi y Copacabana
respectivamente.

*El Grupo Mitu como Formación Chutani

14.
Resumen

La región estudiada está enmarcada en la
Cordillera Oriental del sur peruano (Fig.1), y en ella el estudio
litoestratigráfico ha permitido diferenciar unidades que
van desde el Ordoviciano, Siluro – Devoniano Carbonífero y
Permiano, haciendo posible establecer correlaciones laterales con
Bolivia y Argentina (Fig.2).

El Paleozoico inferior agrupa las siguientes
unidades;

Grupo San José, conformada por pizarras gris
oscuras con abundante fauna fósil de graptolites que
indicaban al piso Llanvirniano.

Formación Sandia, conformada por areniscas de
tonalidades pardas, intercalados con pizarras gris oscuras sin
evidencias de fósiles atribuido al Caradociano en base a
relaciones estratigráficas.

Formación Zapla, Siluro-Devoniano; conformada por
tillitas gris oscuras.

El Paleozoico superior agrupa las siguientes
unidades:

Formación Ananea, Siluro-Devoniano; Lutitas y
cuarcitas grises, generalmente no fosilíferas,
grosor:>2500 m

Grupo Ambo, Carbonífero inferior; Areniscas con
lutitas negras, grosor aproximado: 900 m.

Grupos Tarma-Copacabana, Pérmiano inferior;
Calizas y lutitas oscuras, grosor aproximado: 2000 m.

Grupo Mitu, Pérmiano superior; Areniscas Rojas,
conglomerados, grosor aproximado: 4000 m.

Autor:

William Martinez Valladares(1),
Robert Monge Miguel. (1)

Ingemmet,
Av. Canadá 1470 – San Borja, Lima –
Perú