Publicacion Especial SGP W5 (200~) p. 1:1-44

ESTRATIGRAFIA, PALEOGEOGRAFIA y PALEOTECTONICADEL INTERVALO PALEOZOICO SUPERIOR - CRETÂCEO INFERIOR

EN EL ÂREA DE MAL PASO - PALCA (TACNA)

Adan PINO l, ThielTY SEMPERE 2, Javier JACAy:I & Michel FORNARI 4

1 Escllcla de IlIgellier/a Ceolâgica - Ceotecllia. Facultad de IlIgellierÎa. Ulliversidad Naciollal Jorge Basadre Crohmallll. Taclla.E-mail: adall---pillo@vahoo.com

2 IIIStitllt de Recherche pOlir le Développement (I.R.D.), La Mariscala 115, Lima 27. E-mail: Thierry.Sempere@irdfr, Escllela de IlIgeuierfa Ceolâgica, Ulliversidad Nacional Mavor de San Marcos, Apartado 3973, Lima 100.

E-l1lail:)-Jacal'@vahoo.colll, IRD.\· Laboratoire de Céoe/uollologie. UMR 6526 Céosciellces Ac/II; Université de Nice - Sophia A/1/ipolis. 06108 Nice cedex

02, Francia. E-mail: Michel.Fomari@lIl1icefr

RESUlVIEN

Observaciones nuevas efectuadas en el area de Mal Paso - PaIca (Tacna) asi como reinterpretaciones deinformaciones publicadas conducen a reformular la historia geologica local y regional. Esta evolucion fue dominadapor un largo proceso de adelgazamiento litosférico a partir dei Paleozoico superior, el crecimiento local de un arcovolcanico a partir dei Cretâceo inferior, y la migracion dei mismo hacia su posicion actual en el Eoceno superior uOligoceno basal.

En su etapa incipiente el rifting produjo grabenes donde se depositaron la Formacion Machani y el GrupoAmbo. A partir dei Pensilvaniano, el adelgazamiento litosférico alcanzo un estado suficiente para producir cantidadesconsiderables de magma basico, cuyas coladas se apilaron para conformar la potente Formacion Junerata. Es probableque este proceso lIego a crear una cuenca marginal al sur de 10 que hoy en dia es el sistema de fallas Incapuquio. Lazona de estudio se encontraba en el borde noreste de esta cuenca. En este borde de tipo pasivo, el proceso efusivotermino en el J urasico basal, mientras prosiguio en areas ubicadas mas al sur (Arica, Morro de Sama, etc.).

En la zona de estudio, una potente serie ûnicamente sedimentaria se acumulo entre el Sinemuriano y elValanginiano, registrando una profundizacion progresiva durante el intervalo Sinemuriano-Toarciano medio, unestado de cuenca profunda dei Toarciano superior al Caloviano inferior, y una somerizacion por progradacion c1asticacuarzosa, desde el noreste, a partir dei Caloviano, hasta el Valanginiano. Aproximadamente a partir dei Hauteriviano,un arco volcanico se desarrollo en las cercanias de la zona de estudio, y la ocupo durante la época Toquepala (Cretâceoinferior 0 superior - Eoceno medio 0 superior). Este arco casi se extinguio a fines dei Eoceno. Un nuevo arco volcanicose desarrollo en la actual Cordillera Occidental por 10 menos a partir dei Oligoceno medio.

ABSTRACT

New data from the Mal Paso - Palca area (Tacna) and reinterpretations ofpublished information lead toreformulate the local to regional geologic history. This evolution was dominated by a long process of Iithosphericthinning that started in the Late Paleozoic, the local growth of a volcanic arc starting in the Early Cretaceous, and itsmigration to its current location in the Late Eocene or earliest Oligocene.

During its incipientstage, the Late Paleozoic rifting produced grabens where the Machani Formation andAmbo Group were deposited. Lithospheric thinning seems to have reached in the Pennsylvanian a stage sufficientlyadvanced to allow the production of considerable amounts of basic magma, and the accumulation of the submarinebasaltic flows that form the thick J unerata Formation. lt is likcly that this evolution created a marginal basin south ofwhat is today the lncapuquio fault system. The study area was located across the northeastern, passive-type, margin ofthis basin. The eruptive process ended there in the earliest Jurassic, whereas it continued in areas located more to thesouth (Arica, Morro de Sama, etc.).

In the study area, a thick, strictly sedimentary succession accumulated during the Sinemurian-Valanginianinterval, recording a progressive deepening (Sinemurian - middle Toarcian), deep basin conditions (la te Toarcian­early Callovian), and subsequent shallowing through quartzic c1astic progradation from the northeast (Iate Callovian- Valanginian). Starting approximately in the Hauterivian, a volcanic arc developed in an area located -southwest andclose to the study area. This arc grew to occupy entirely this region during the -middle Cretaceous - middle Eoceneinterval (Toquepala arc) and nearly went extinct in the late Eocene. A new volcanic arc has been located in the present­day Cordillera Occidental at least since the middle Oligocene.

16

INTRODUCCION

La evolucion geodinamica de los Andes Centralesa tra vés dei tiempo es el objeto de un numero creciente deestudios cient[ficos. Los estratos dei Paleozoico superiory Mesozoico observables en el sur dei Peru han registradola historia pre-arogénica de esta extensa region y por 10tanto proporcionan datos de mayor importancia. Gran partede la informacion disponible sobre estas acumulacionesproviene de la region de Arequipa y hasta la fecha muypoco se ha publicado sobre las regiones ubicadas mas alsur. En base a los resultados expuestos en una tesis degrado (Pino, 2003) sustentada en la Universidad NacionalJorge Basadre Grohmann, el presente trabajo da a conocerobservaciones e interpretaeiones nuevas referentes a lazona de Mal Paso - Palca dei departamento de Tacna, ypropone una s[ntesis geologica regional actualizada.

El objetivo principal de la mencionada tesis eralograr una reconstruccion de la evolucion paleogeograficay paleotectonica que se adecue a la realidad geologicaobservable en la zona de Mal Paso - Palca. Se haconsiderado conveniente mantener las denominacioneslocales, dejando de lado, por ahora, la extension regionalde algunos nombres formacionales definidos en otrasareas, por considerar que existen variaciones lateralesregionales, de [ndole tanto litoestratigrafica como

Adan Pino, et. al..

cronoestratigrâfica, que dificultan las correlaciones, comosucede con algunas unidades definidas en la zona de

Arequipa.En este trabajo se usan las edades absolutas

indicadas por Palmer y Geissman (1999) para el Paleozoico.y Hardenbol et al. (1998) para el Mesozoico y Cenozoico.Las plantas encontradas en Mal Paso fueron estudiadaspar el Dr. Roberto Iannuzzi (Universidade do Rio Grandedo Sul. Porto Alegre, Brasil; Pino et al.. 2002). Losammonites encontrados en la zona de estudio estansiendo estudiados por el Dr. Luc Bulot (CNRS - Universidadde Marsella. Francia). El estudio petrogrâfico de algunasmuestras de la zona de estudio fue realizado por V.Alejandro (Universidad Nacional Mayor de San Marcos;Alejandro, en prensa).

LA ZONA DE ESTUDIO

El area de Mal Paso-Palca se ubica en la LaderaPac[fica de la Cordillera de los Andes (Pino, 2003), a unos50 a 60 km al noreste de la ciudad de Tacna (Figs. 1,2).Esta unidad morfologica se encuentra caronada al norestepor una serie de aparatos volcânicos que conforman la"Cadena Volcanica dei Barroso", la cual pertenece a laCordillera Occidental (Wilson & Garda, 1962; Salinas,1985).

71-00'

17'00'1

18°00'

MOQUEGUA

70°30' 70°00' 69°30'

PUNO---l---17'00'

--=-+----=-=-:A--17'30'

18"00'

CH/LE

- frontera internacional--. limite departamental- carretera asfaltada= carretera afirmada

Fig. 1: Ubicacioll de la WI/a de estl/dio en el departwl/ellto de Tacna.

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

En la zona de estudio afloran rocas precambricas,paleozoicas y sobre todo mesozoicas; en algunos sectoresexisten también reducidos afloramientos de rocascenozoicas (Figs 3, 4). Las rocas precambricas y

paleozoicas afloran principal mente en el sector noroeste,mientras que las rocas mesozoicas ocurren en toda el areade estudio. Rocas magmaticas intrusivas ocurren endiferentes zonas dei area de Mal Paso-Palca. La estructuratect6nica de la regi6n y sobre todo de la zona de estudioes dominada por el sistema de fallas Incapuquio.

TRABAJOS ANTERJORES

En 1921, es decir poco antes de las negociacionesque resultaron en la reuni6n de Tacna al territorio peruano,1. Felsh present6 un estudio titulado "Indicios de petr61eoen capas dei Calloviano - Jurasico superior, en la quebradaChichaja (Pa Ica-Tacna)". Este texto publ icado en Chire noha podido ser encontrado en bibliotecas nacionales.

En 1962 se public6 el boletin correspondiente alos cuadrangulos geol6gicos 36-V (Pachia) y 36--X (PaIca)levantados por J. Wilson y W. Garcia en el marco deI

17

programa de la Carta Geol6gica Nacional.En 1981, el Dr. Jean-Claude Vicente public6 su

trabajo titulado "Elementos de la estratigrafîa mesozoicasur-peruana" (Vicente, 1981), donde trat6 de establecercorrelaciones entre las formaciones jurasicas dei extremosur dei Penl y las formaciones c1asicas de la Cuenca deArequipa. El mismo autor public6 luego un trabajo deindole tect6nica que abarc6 en parte la zona de estudio(Vicente, 1989).

En 1985, Edgar E. Salinas present6 una tesis degrado titulada "Evolucion paleogeografica dei sur deIPen! a la luz de los mé/odos de ana/isis sedùnentologicosde las series deI depar/amento de Tacna", en laUniversidad Nacional de San Agustin de Arequipa. Estatesis cuenta con un gran numero de datos y observacionesvaliosas, especialmente de indole bioestratigrafica.

En 2000, el INGEMMET di6 inicio al programa deactualizaci6n dei Mapa Geol6gico dei Peru a escala 1:50oao, con la revisi6n y actualizaci6n de las cartas geol6gicaspertenecientes a la franja mas austral dei Peru (Franja 1).La revisi6n de los cuadrangulos de Pachia y Palca estuvoa cargo de R. Monge y 1. Cervantes.

N

5 10km

area de estudio(= 512,2 km 2

)

Fig. 2: lmagen /opograflca de la zona de es/udio (SRTM. 90 m)

18 Adan Pino, et. al.,

DESCRIPC16N

Miembro superior conformado porrocas piroclâsticas de composicion andesilica,algunos horizonles de lobas riolilicasy sedimentos.

Derrames y piroclaslitas andesilicas,en menor proporci6n dacilicas,con un predominio de brechas, aglomeradosy lobas de grano grueso

Ignimbrita riolilica soldada de color rOsMacompUe5ta principalmenlt poe crislales dG cuarzo,bioüta, plRgioclasa. y por fragmemos pcqucnosd~ p6mez envueltos en una malriz tOMcea.

<li:

tRA..TtMA '" DATACION UNIDADES ESTRATIGRAFICASl-V>in

f~~lt~!!Ï~ ____ O,1.tOQ2MaPJ~_nf> ___

~'.40.t04 "'Jo .....~ ..<> Mioctnoma..1. dise. erosiv8c 9000..CIl

Mioccno-0 IS.lS.t 0.403 MJ. Fonnaci6n Huaylillas"z Bi1t.O..I'M.

·· ···0

28.331176MaFOffilaci6n Huilacollo

~ûligoceno 8000

'0N0C 0 dise. angular~ c

U "CIl ..• • •-0

" .·····;; ....·Po.7000 ·····v v v v

Eoceno? v ,.Formaci6n Tarata

v v · ·v ·

Rocas metam6rficas foliadas(mayonnente gneises aJuminosos).

Calciturbiditas y calizas pelagicas,que pasan laleralmente a chertsfinamente estratificados.

l~lD'II1W~.C'ba:La'd.oomptJC"SIJlk ,,,,lesyanodiorllicas '1 monzodk:lfil.icu.

IIWd I11U\J'1j, l • computsla dr racies pbroiai m la base.qut gr.Jl14n a racit1 diMUtas y posltrionn(nfta faLitS gnnodkvkius. '1 cn 1& parœ cuspidaldeI pluloo paml a fades gr1nfticas.

Mayonnente Jutitas negrascon niveies de areniscas cuarciticas.En la base, intereslratificaci6n demargas, calizas pelagicas y lutîlas.

Principalmente calizas fosiliferasy margas. Conglomerados y areniscasverdosas en la base.

Conglomerados mayormente monogénicos,filarenitas y lulitaS negras.

Basaltos violàceos a gris OSCllros,localmente almohadillados,inleresttatificados con lodolitas siliceo·calc:ireas.

Formaci6n Pelado

Fonnaci6n Junerata

Fonnaci6n Machani

Fonnaci6n Ataspaca

Miembro riolilico inferior compueslo porbrechas, conglomerndos yalg11nos derrames porfirilicos andesiticos.

Complejo Metam6rfico

Grupo Ambo Alternancia de Illutas verdosas (con reslosde plantas), areniscas y conglomerados,bancos de calizas y calcarenitas.

----------------------------------------------

Formaci6n San Francisco

Conglomerodos polimÎclicos, coladas basic:.1S aFonnaci6n Chulluncane .ndesilic",. Areniscas <:<ln iaminaci6n cruzad. CUN'

int.ercaladas COn lUlilaS grises.

Formaci6n Chachacwnane Areniscas cuarciticas blancascon inlercaiaciones de lutitas grises.

2000

v Il Il Il ~

•: ..... :.~.-------- 6000 ~~~EJ,;;'Jel.

....................

Superior

Inferiûr

v V

5000

2 Pensilvaniaoo ,;~IIIII~~ 1000'ëoof..u

j InferiOrI

~ E •••••:U ~ VaJ,)IlginianO,

:.<.

TriasicoPermiano

Devoniano?

Proterozoico

0 4000~

'0N0ri) Medio~

~ <>.~,2::J

3000..,

Fig. 3: CI/odra estratigrafico regiOlla(

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

BASAMENTOMETAMORflCO

En la regi6n de Tacna el basamento metam6rfico seconoce solamente en una zona de afloramientos, ubicada

en el sector nOroeste de la zona de estudio. Una de susmejores exposiciones se encuentra en ambos flancos de laquebrada Huacano Grande, a la altura dei Cerro Machani.La zona de afloramientos se extiende en forma alargadaorientada NNW-SSE a través de los cerros Ancocalani yChinchillane. Este basamento metam6rfico, que es

suprayacido pOl' la Formaci6n Machani (Wilson & Garcia,1962), se encuentra conformado pOl' rocas metam6rficasfol iadas. Se trata mayormente de gneises aluminosos(Salinas, 1985) que presenLan una alLernancia de zonasricas en minerales ferromagnesianos alLerados y deleucosomas cuarzo-feldespaticos subordinados de 1 a 5mm de espesor. El rumbo de su foliaci6n se mantiene similaren toda la zon3 de afloramientos, con una variaci6n de susbuzamienLOS alrededor de la vertical.

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Estos gneises quedan sin esLudio deLaliado. Dadosu ubicaci6n geogrâfica, se pueden comparaI' con 3 areasque si cuenLan con estudios:• Las rocas precâmbricas deI bloque Mollendo-Camanahan regisLrado un intenso metamorfismo a -1000 Ma de unprotolito viejo de -1900 Ma (Wasteneys et al., 1995;

MartignoJe & Martelat, 2003). Sus afloramientos masorientales (Cocachacra) se encuentra n -190 km al üNü deHuacano y presentan facies metam6rficas granuliticas demuy alta temperatura (Martignole & Martelat, 2003),

distintas de las presentes en Huacano.• Las rocas precambricas dei Cerro Uyarani (Bolivia;18°30'S, 68°40'W) afloran a 180 km al ESE de Huacano.

ConsisLen de granulitas foliadas mâficas y félsicas,charnockiLas, y anfiboliLas, que son facies distinLas de lasde Huacano. Su estudio geocronol6gico evidencia quehan registrado un meLamorfismo a - 1150- 1000 Ma de unproLolito viejo de -2000 Ma (Wbrner eL al., 2000), yen esose asemejan a las dei bloque Camana-Mollendo.

N

c=J KsPe-te:::: tectonitas (cataclasilas)

graniloides cenoZOK:OS y dei Crell1ceo $upeflor

KsPe-tq = Grupo Toquepala

c=J Ki-chu::; Formaci6n ChuHuncane

c=J JsKkha:::: Formaci6n Chachacumane

c=J Jms-a::; Forrnaci6n Ataspaca

_ Jm-sf::; Formaci6n San Francisco

c=J Ji-pe:::: Formaci6n Pelado

_ Tr-gr:::: granitas triasicos

CpJi-ju :::: Formaci6n Junerats

_ Cm-ga =Grupo Ambo

_ OCm?-ma::; Formaci6n Machani

c=J PC-gn = oomplejo metam6r1ioo de Mal Pasoo 5km 10

Fig. 4: Mapa geologico de la zona de estudio. Abreviaciones especiflcas de plutones: li =pluton de Uuta;cha = Unidad Intrusiva Challavienlo; gr = granito; grd = granodiorita; mzd = monzodiorita

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• Las rocas metamorficas de Belén (norte de Chile; 18°30'S,69°30'W) afloran a 120 km al SSE de Huacano y consistende anfibolitas, gneises, esquistos, y cuarcitas menores,facies que en parte son similares a las de Huacano. Loscircones de su protolito sugieren edades de 1900-1700 Mapero podrîa tratarse de circones retrabajados (W6rner etal., 2000). Estas rocas han registrado dos perîodos demetamorfismo, respectivamente durante los intervalos 540­460 Ma (Cambro-Ordoviciano) y 390-360 Ma (Devonianomedio y superior), y por 10 tanto se pueden considerarcomo de edad paleozoica (W6rner et al., 2000).

Dado esta variedad de rocas y edades en las tresareas mas cercanas donde se conocen rocas metamorficas,se tiene que recomendar un estudio petrologico ygeocronologico detallado de las de Huacano.

Cabe notar que Stewart et al. (1974) publicaron unaedad aparente (K-Ar sobre muscovita) de 187 Ma (Jurasicoinferior) para un gneis muestreado en los alrededores deiCerro Pallagua, en el sector suroeste de la zona de estudio.Aunque existen dudas acerca de la ubicacion exacta deesta muestra, es evidente que se trata de una roca deibasamento metamorfico cuyo sistema K-Ar fueprobablemente reinicializado en -187 Ma, es deciralrededor dei Toarciano. Esta edad aparente, por 10 tanto,indicarîa la finalizacion de una anomalîa térmicaresponsable de la reinicializacion local dei sistema K-Ar.

INTERVALO DEVONlANO? - MISISIPlANO

Formacion Machani

La Formacion Machani (Wilson & Garda, 1962)aflora dentro dei sector noroeste de la zona de estudio. Elaf1oramiento se extiende sobre los cerros Machani y L1uta,donde se puede observar el contacta entre esta formaciony el basamento metamorfico. El contacta entre ambasunidades se extiende en direccion SSE sobre parte de loscerros Ancocalani y Chinch iliane. Este af1oramiento es elunico descrito en esta parte de la region.

La Formacion Machani se encuentra suprayaciendoen discordancia angular al basamento metamorfïco. AI estede su zona de afloramiento, existe una serie sedimentariacarbonîfera, reconocida ahora como Grupo Ambo (Pino etal., 2002). El contacto entre la Formacion Machani y elGrupo Ambo aun no ha podido ser observado. Dado lasrelaciones observables, la Formacion Machani, tal camofue definida en el Cerro Machani, sea representa una unidadanterior a este Grupo Ambo, sea forma su parte basal.

Los estratos de la Formacion Machani presentanun rumba comprendido entre N 150 YN190, Yun buzamientopromedio de 45° hacia el suroeste. La unidad ha sidoafectada por la actividad deI Sistema de Fallas Incapuquio,par 10 que presenta una secci6n incompleta deaproximadamente 400 m de espesor. Conforma una seriesedimentaria granodecreciente. En su base se observanniveles conglomeradicos intercalados con areniscas finasoscuras; los conglomerados estan compuestosprincipalmente por c1aslos redondeados de gneis envueltos

Adan Pino, et. al.,

en una matriz arenosa (fïlarenitas). Prosigue una alternanciade conglomerados finos, areniscas gris oscuro y lutitasnegras. Por ultimo, se observa una patente suces ion dedelgados niveles de lutita negra, donde se han halladorestas f6siles de plantas que no pudieron sel' extraîdospara su determinaci6n debido a la alta fisilidad de la roca.

Se propuso inicialmente una edad triasica para estaunidad (Wilson & Garda, 1962). Sin embargo, lodos losf6siles encontrados hasta la fecha en estratos atribuidos il

la Formaci6n Machani provenîan en realidad de losafloramienlos vecinos dei Grupo Ambo. Por 10 tanto, sedesconoce la edad exacta de la Formaci6n Machani, encasa de que represente una unidad anterior al Grupo Ambo;sin embargo, es probable que se trate entonces de un rangocronol6gico cercano, tal como Carbonîfero basal 0

Devoniano. Dado que este rango se ubica dentro deiintervalo 400-330 Ma, cabe notar que la finalizacion de unmetamorfismo esta datada en 390-360 Ma en Belén, a solo120 km al SSE dei Cerro Machani (Wbrner et al., 2000; vermas arriba), y es muy posible que la reanudaci6n de lasedimentaci6n representada por la Formaci6n Machani estévinculada con este evento.

GrupoAmbo

Esta unidad sedimentaria aflora en el sector noroestede la zona de estudio en una franja angosta de direccionNNE-SSE. Esta ex pues ta a 10 largo dei flanco oriental delos cerros Ancocalani y Chinchillane, asî como en partedei tlanco occidental deI Cerro Chare. Debido a una fallaque la separa dei basamento metam6rfico al oeste, no seobserva su parte inferior, mientras que la FormacionMachani aflora al oeste dei basamento. La unidad infrayacea un conjunto de coladas basalticas asignado a laFormacion Junerata (este contacto puede observarse enlas quebradas Teninguirre y Ancosontine) y consiste deuna variedad de facies sedimentarias. Hacia su parte inferiorse observa una alternancia de calizas fosilîferas ycalcarenitas que presentan fïnas laminaciones onduladas.Continua una sucesi6n finamente estratificada de lutitasverdosas intercaladas con calizas negras. Los niveles delutitas contienen abundantes plantas y troncos fosiles.Hacia el contacta con las coladas volcanicas de laFormaci6n Junerata, se observa una predominancia deareniscas blanquecinas de grano grueso y hastaconglomeradico, que se intercalan con algunos nivelescalcareos.

Las plantas fosiles recolectadas en los niveleslutiiceos verdosos fueron identificadas comoNot/zor/zacopteris cf. kellaybelenensis y Tomiodendronsp. (Pino et al., 2002), formas que indican el Misisipianosuperior (Viseano superior - Serpukhoviano inferior; -340­325 Ma). Ambos taxones (fotos 1a 4), sobre todo la especieNot/zorhacopleris cf. kellaybelenensis, han sidoreconocidos ampliamente en las zonas de Ocona-PuertoViejo y Paracas (Grupo Ambo, costa dei Peru; Alleman yPfefferkorn, 1998) asî como en la penînsula de Copacabana(Bolivia; Azcuy y Suarez-Soruco, 1993; Iannuzzi et al.,

Paleozoico superior a Cretâceo inferior de Tacna

1999a, 1999b) donde se encuentran en niveles lutâceosverdosos de la Formaci6n Siripaca (miembro superior deiGrupo Ambo de Bolivia). Las similitudes litol6gicas y

21

florîsticas entre el Grupo Ambo (peruano y bol iviano) y lasecuencia descrita en el ârea de estudio permitecorrelacionarlas sin ninguna duda.

Fa/os /-3. Hojas de Nothorhacopteris cf kellaybelenensis (Carbonifero inferior tardio; Viseano superior - Serphukhovianoinferior) caraeterizal/ el Gmpo Al1lbo en Mal Paso (Tacna)

F% 4. /mpron/a de cor/ew de Tomiodendron sp. el/col1lrada en el Gmpo Al1lbo de Mal Paso (Tacna), en lin bal/co cercal/oa los niveles donde se hal/aron ejel1lplares de Nothorhacopteris cf kellaybelene/lsis (Carbonifero inferior /ardio;

Viseano superior - Serphllkhoviano inferior)

En niveles calcâreos ubicados en la zona deafloramiento dei Grupo Ambo, pero que fueron inicialmenteconsiderados coma parte de la Formaci6n Machani, sehallaron pelecfpodos identificados coma Myalilla

pliopetilla (Newell), especie que indicarîa una edad Pérmicoinferior (Salinas, 1985). En el relevantamiento geol6gicodei cuadrângulo de Pachîa a escala 1:50000, real izado porINGEMMET en el ano 2000 (Monge & Cervantes, 2000),se identificaron en la misma zona pelecipodos que fuerondeterminados coma Pltestia cf. P brevirost'ris (Hall &Whittfield), Limoptera macroptera (Conrad), Paracyclas

rugosa (Goldfuss), Pterillopecten sp., Dysodonta sp.,Parapro/hyris sp. y My/ilarca sp. Estos pelecfpodos, sinembargo, indican una edad Devoniano inferior a medio

(Aldana, 2002) que discrepa con la edad brindada porNo/horhacopteris cf. kellaybelenellsis y Tomiodelldron

sp. Dado que en el Paleozoico superior las plantas sonmucho mâs diagn6sticas que los pelecîpodos, se consideraque es la edad misi si piana que se tiene que tomar en cuenta,y se recomienda por 10 tanto una nuevo estudio de lospelecfpodos.

INTERVALO PENSILVANIANO -TRIASICO

Como se detalla a continuaci6n, el intervaloestratigrâfico Pensilvaniano - Triâsico (-320-205 Ma)corresponde a la Formaci6n Junerata, la cual fue estudiadaen la secci6n ubicada en la falda dei Cerro Huanuane (Fig.5).

22 Adan Pino, et. al.,

Iitologia+

secuencia unidad

plut6n de Liuta

leyenda

350 -------H3c

300

Formaci6nH3b

H3 SanFrancisco

Facies

~ chert estratilicado

:.:..:-. turbiditas (Ta.e)250

§ calizas--------------- C racas rnuy alteradas

areniscas maclzas

H3a ~ basaltos

"'O'ëJl basalto almohadillado

200 F6siles

f-12~~

\~ braqui6podos

-----------Er

H2a\H2 Formaci6n

e Pelado Estructuras Sedimentarias

l-:;'~I brechamiento

Secuencialidad150

Ë\ 1 eslratodecrecencia

m estratocrecencla

3J transgresrvo

----=î regresivo

2

100

Formaci6nv ...,......

Junerata

50

1

Om -----rr,-'rrrrrr cataciasilas Incapuquio

Fig. 5. Coll/mna eSlraligraflca levanlada en el Cerro Huanuane

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

FormacionJunerata (pensiJvaniano . Junisico basal, -320- -200 Ma)

La Formacion Junerata fue definida y descrita pOl'Wilson & Garda (1962) en el CelTo Junerata (cuadrangulode Palca). Salinas (1985) Y Monge & Cervantes (2000) ladenominaron Formaci6n Chocolate, en base a sucorrelacion estratigrafica con la unidad definida enArequipa (i.e., sens/t Jenks. 1948). En este trabajo semantiene el nombre original de Formacion Junerata, pOl'tratarse de facies locales cuy a correlaci6n con el area deArequipa necesita una mayor precisi6n.

La Formacion Junerata sobreyaceconcordantemente al Grupo Ambo e infrayace de igualmanera a la Formacion Pelado. Su contacto con ésta esmarcado pOl' una superficie erosiva. encima de la cualdescansa una delgada sucesi6n turbidftica que conformala base de la Formacion Pelado. Debido al sistema de fallasIncapuquio. no existe una secci6n completa de la FormacionJunerata dentro de la zona de estudio. En la seccion deiCerro Huanuane solo atlora la parte superior de la unidad,que esta en contacto con las facies calcareas de laFormacion Pelado; la parte inferior de esta seccion estafallada. En esta localidad la parte expuesta de la FormacionJunerata aIcanza un espesor de 170 m, mientras que en 1aseccion de los cerros Vilaccollo y Junerata se calcula unespesor aflorante aproximado de mas de 300 m. Pese a queno se observa su base en ninguna seccion conocida. lagran area cubierta pOl' la Formaci6n Junerata en la partecentral de la zona de estudio y los buzamientos regionalespermiten estimaI' que su potencia es =2000 m.

La Formacion Junerata esta compuesta de una seriede coladas basalticas que en algunos niveles se encuentraninterestrat i ficadas con delgados ba ncos de lodol itassilfceo-ca lcareas (Pino el al. 2002). Se registran coladas dehasla 50 m de espesor, aunque es diffcil determinar elcontacto entre ellas debido a la 1itificacion y fracturamientode la roca. Una colada expuesta en la carretera a Palcamuestra una estructura almohadillada y es cubierta pOl' unnivel sedimentario de 0,4 m de espesor, compuesto pOl'lodol itas si liceo-calcareas de color gris oscuro a negro, sinmacrof6siles. Los basaltos presentan cristales deplagioclasa envueltos en una matriz afanitica. Las coladastienen una coloracion gris violâceo a verdosa debido aque las rocas registran un alto grado de alteraci6n que haprovocado la transformaci6n de la plagioclasa en epidotay el rellenamiento de sus vacuolas por calcita y calcedonia.

El grado de alteracion que presentan los basaltosde la Formacion Junerata impide la determinacion de unaedad isotopica pOl' decaimiento radioactivo dei potasio, ylos niveles sedimentarios intercalados entre las coladascarecen de fosiles. Por 10 tanto una atribucion cronol6gica,en el estado actual de los estudios, solo se puede basal' enlas relaciones estratigraficas de la unidad. La FormacionJunerata suprayace al Grupo Ambo, que contiene una tloraf6si! dei Carbonifero inferior (Misisipiano) menos de 1()() mpOl' debajo dei contacto, mientras que la sobreyacenteFormaci6n Pelado contiene ammonites dei Sinemuriano

23

inferior (Salinas, 1985) Y tal vez dei Hetangiano (L. Bulotcom. pers.). El contacto entre Formacion Junerata y GrupoAmbo no muestra evidencias de un hiato cronologicoimportante, y adem<is se mantiene regionalmente,sugiriendo que no corresponde a una interrupci6nestratigrMica mayor. POl' 10 tanto se propone que elvolcanismo basico de la Formaci6n Junerata podria habersedesarrollado entre el Carbonffero superior (pensi 1vaniano)y el Jurasico basal (Hetangiano-Sinemuriano), es decirdurante algun periodo dentro dei intervalo 320-200 Ma, ytal vez durante la mayor parte de este perfodo.

La Formaci6n Junerata corresponde a un potenteapilamiento de coladas basalticas volcânicas, testigo de laacumulaci6n de un abundante magma basico fluido. POl' 10menos algunas coladas se den'amaron bajo agua, como 10indica la existencia de basaltos almohadillados. Es de notaI'que. en la zona de estudio, este considerable perlodovolcânico concluyo antes dei Jurasico basal, mientras queen el area de Arequipa el volcanismo basico prosigui6hasta el Liasico superior (Vicente, 1989), hasta el Aalenianoen el area de Chala (Romeufet al., 1993), y hasta el Calovianoen el area de Arica (Douglas, 1920). Se tratara de interpretareste hecho remarcable mas adelante.

En base a similitudes litol6gicas evidentes, laFormaci6n Junerata se correlaciona en parte con laFormaci6n Chocolate s.s. dei area de Arequipa, que tienehasta 1500 m de espesor (Vicente. 1981; Salinas, 1985;Monge & Cervantes, 2000); con la parte no superior de laFormaci6n Chocolate dellitoral tacnefio y sur-peruano; yquizas con la parte inferior de la Formaci6n La Negra deinorte de Chi le, para la cual Mufioz et al. (1988a) propusieronuna edad Hetangiano-Sinemuriano.

Complejo Plutonico Mal Paso

Este conjunto de cuerpos plutônicos aflora en elsector de Mal Paso con una orientaci6n norte-sur. Al oesteesta en contacto intrusivo con el basamento metam6rfico,mientras que al este esta en contacta fallado con el GrupoAmbo. Este complejo plutonico se encuentra emplazadoen forma de cuerpos aparentemente tabulares dentro deibasamento metam6rfico. Esta compuesto pOl'leucogranitos, de color mayormente blanquecino, blancorosaceo a rosado claro, de granos gruesos, sobre todo ensu parte norte, donde la roca consiste de ortoclasa, cuarzo,biotita (generalmente cloritizada) y muscovita. Hacia el sur,este cuerpo presenta una variaci6n de facies marcada poruna menor abundancia de la muscovita, un mayordesarrollo de los cristales de ortoclasa y un incrementonotable dei porcentaje de cuarzo, manteniéndose lapresencia de biotita.

Cerca dei borde norte de esta zona de afloramiento,el basamento metam6rfico es intruido por dos conjuntosde diques. El conjunto mas antiguo esta compuesto pOl'diques basicos que presentan cierto grado de alteraci6n.El conjunto mas reciente consiste de filones de leucogranito(y aplita), de granos muy gruesos, con muscovitas de hasta1cm de diametro. ademas de biotita (c1oritizada), ortoclasa

24 Adan Pino, et. al.,

facies

leyenda

caillas

:=::1 caliza con chen

~ margas

lm ~:~~~:n~~~s.areniscas con laminacl6ncruzada CUNa

§ ~~e~~~~;:~~cIUfas

o turbidrtas (Ta-b)

CJ turoidita' (Ta)

aremscas sin estruclUra inlerna,. con algunos c1astoso areniscas con gradaci6n inversa

3 basalto

+ secuencia _

."fauna

1·:1 :.\- . - --J~; . - -- -~

textura

MW P

--------~ J -+

i:

,li

.---.----.--.- +.------ -H

eslrucluras sedimenlariaslitologia

-----~-

f"-.cO~,:~~7=--------- - - ~

f6siles

~ ammoMes

[L] belemnlles

0bivalvos

CËJ Bosil'a bochi

~ Weyla a/ala

~ bivalvo indeterminado

[!J ga,trUpodos

~ braqui6pcx10S

f2SZJ huellas de anélidos

00 fOsil jndeterminado

secuencia

[TI lIansgresrôn

o regresi6n

textura de las calizas

00 modstone

~ wackestone

ŒJ pa<:kstone

m: grainsfone

elementos sedimentolégicos

B npples con medida de senlido

~ lamlnaci6n y contactas ondulantes

P4 :rJ bioturoaclôn

~ slump== tammaciOO s!gâcea

~ brechamiento

f"MOl maleria orgânica abundanle

~ falla slnsedimentaria

~ granos de callza. basalto y cuarzo

b calLZas bioclasbcas

,...

.,:..

1, .

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MO

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-Sil.

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50~

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5 5------ ---.200

om-i"~-~-~-'-'0'~~~~......~., "1 Formacién Junerata

250

350 -,.. .,,:

l

.---------------~~::t.~~150~

r---;'" ~r

Fig. 6. CollIlJll/a estratigrtijica de la Fonl/aciôl/ Pelado, leval/rada en el Cerro Palql/illa

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

y cuarzo. Este conjunto de diques leucograniticos seconecta a cuerpos de composici6n simi laI' pertenecientesal complejo plut6nico, y se 10 considera cogenético.

AI oeste dei complejo plut6nico Mal Paso, en laquebrada Chinchillane, el basamento metam6rfico esintruido pOl' un pequeiïo atloramiento, de 6 m de largo pOl'3 m de ancho, de un cuerpo intrusivo netamente basico.Las rocas son oscuras, tienen granos que varian de muygrueso a medio, y se componen principalmente dehornblenda, ademas de reducidos porcentajes deplagioclasa, piroxeno('?) y mica. Este cuerpo presenta masasde hornblendilas de hasta 1.5 m de ancho, donde loscristales de hornblenda lIegan a medir 6 cm de largo. Dadasu composici6n basica, este cuerpo se puede vincular conel conjunto de diques basicos observado en la misma area,ambas facies conformando expresiones distintas perocogenéticas de un mismo magmatismo basico.

Las relaciones cronol6gicas observables en elcampo muestran que el conjunto basico se emplaz6 antesdei conjunto leucogranitico, el cual ha proporcionado unaedad Triasico superior (J OAr- 3QAr sobre muscovita; M.Fornari, Laboratoire de Géochronologie, Géosciences Azur,Francia, inédilo). Es 16gico planlear la posibitidad de queel conjunto de diques basicos represente los condllctosde alimentaci6n deI vulcanismo evidenciado pOl' laFormaci6n Junerata, mientras que el cuerpo intrusi vo ricoen hornblenda representarfa una manifestaci6n plut6nicadei mismo.

INTERVALOJURASICO-CRETACEOINFERIOR

El intervalo Jurasico - Cretaceo inferiorcorrespondea las formaciones Pelado, San Francisco, Ataspaca,Chachacumane, y Chlliluncane. Mientras las cuatroprimeras son exclusivamente sedimentarias,correspondiendo al relleno parcial de una cuenca marina,la Formaci6n Chulluncane da testimonio de unareanudaci6n dei volcanismo en la zona de estudio. Estasunidades fueron eslud jadas en las secciones deI CerroHuanuane (formaciones Junerata, Pelado y San Francisco;Fig. 5). dei Cerro Palquilla (Formaci6n Pelado; Fig. 6), de laquebrada Ammos (Formaci6n San Francisco; Fig. 7) Ydela quebrada Cuviri-Quilla (formaciones Ataspaca,Chachacumane, y Chulluncane; Figs. 8 y 9).

Formacion Pelado (Sinemuriano - Toarciano medio, -202--184Ma)

Wilson & Garcia (1962) establecieron la secci6n tipode esta unidad mayormente calcarea en el Cerro Pelado,lIbicado en el extremo sureste de la zona de estudio. Estaformaci6n presenta sus mejores exposiciones en los cerrosPelado, Sino y Palquilla. La Formaci6n Pelado marca ladesaparici6n local de la actividad magmatica y el inicio deuna sedimentaci6n continua.

En el Cerro Pelado, asi como en los cerros Palquillay Sino, la Formaci6n Pelado se encuenlra suprayaciendo,en contacta concordante y con una superficie erosiva, a

25

las coladas basalticas de la Formaci6n Junerata. El contactade esta unidad calcarea con la suprayacente FormacionSan Francisco es transicional. En los ce l'l'OS Pelado yPalquilla, el tope de la Formaci6n Pelado se encuentrafallado; en la quebrada Cuviri, cerca al caserio deChulpapalca, las formaciones Pelado y San Francisco seencuentran replegadas, 10 que hace dincil delerminar elcontacto entre ellas. También aflora a 10 largo de laquebrada Palca, en los cerros Huanune y Huanuane, dondepresenta un espesor mucho menor.

La Formaci6n Pelado presenta un espesor de 510 men el Cerro Pelado (Wilson & Garcia, 1962), de 475 m en elCerro Palquilla, y de s610 26 m en la secci6n deI CerroHuanuane, que se ubica al suroeste deI sistema de fallasIncapuquio. Esta notable disminuci6n de espesor indicaque la cuenca profundizaba marcadamente hacia el suroesley sugiere que el sistema de fallas Incapuquioprobablemente ya influia sobre la geometria de la Iit6sferaregional.

La Formaci6n Pelado se inicia con 40 m deconglomerados y areniscas verdosas que reflejan elretrabajo de basaltos. muy probablemente de la Formaci6nJunerata. El resta de la unidad consiste de calizas, calizasbioclasticas y margas, muy fosilfferas (ammonites,braqui6podos, pelecfpodos), que conforman tressecuencias organizadas en forma parecida. La parte inferiorde cada secuencia se compone de calizas en bancosgruesos. con laminaci6n ondulada. bioturbaci6n yfragmentos de conchas, mientras la parte superior esmargosa, con algunas inlercalaciones de calizas oscurasen sus niveles iniciales. Esta organizaci6n secuencial estipicamente transgresiva. El analisis secuencial detalladode la secci6n de Palquilla (Fig. 6) concluye que la unidadregistra una lenta transgresi6n marina (pino, 2003). En lasecci6n de la quebrada Ammos (parte superiorde la unidad;Fig. 7), el pase de facies someras a facies pelagicas indicatambién una transgresi6n. La secci6n deI Cerro Huanuane(Fig. 5) registra la misma evoluci6n.

Un estudio detallado de ammonites (vonHillebrandt, en Salinas, 1985) permiti6 precisaI' que la edadde la Formaci6n Pelado esla comprendida entre elSinemuriano inferior y la base dei Toarciano superior, esdecir entre -202 y -184 Ma.o En la parte inferior de la Formaci6n Pelado se hanidentificado los ammonites Arietites sp., Arnioceras cf.ceratitoides, Arnioceras cf. miserabi/e, y Asteroceras cf.obtusltl11, que indican el Sinemuriano inferior (Salinas, 1985).o En su parte media los ammonites Cruci/obiceras(Metadoceras) cf. venarense (Oppel), Uptollia cf. obso/eta(Simpson), Tragopltylloceras sp., y Fanninoceras cf.belzrendseni (Jaworski) indican el Pliensbachiano inferior(Salinas, 1985).o En la parte superior se identificaron los ammonitesNodicoe/oceras sp. 0 Dactylioceras (Orthodactylites) sp.,Peronoceras cf. subarlllatllln (Young &Bird), Perollocerascf. desp/acei (d'Orbigny), Hildaites? sp., y Harpocerascf. chrysantltenlUl11 (Yokoyama), asi como ammonites delas familias Daclylioceratidae eHildoceratidae. En conjunto

26 Adan Pino, el. al.,

litologia textura fauna secuencia unidad leyenda+ -M W P G ü P fT

110 -

A2e

- - ~.. -- -

100 -

A2

facies

90- o calcilutitas

0 ~ calizas margosas

Ü E cBlizas con niveles de nOdulos calcareos

A2dCI)

Ü C calcltu(b!ditas (Ta-b. Ta..c y Ta.e)

C~

superficie de discontinuIdad con abundanles

80 - c:::..<=:>=-~c:.c::::::> CU ammonites (nivel de condensacl6n)

c=> c:::> C> c=> c::> C> 10-~ calcarenltasu..

CCU

Cf)70 - C

elementos sedimenlol6gicos

'0 Q bioclaslos

------- -- -- Ü ~Plrila

CU I~f granos de caliza. cuarzo, y Ilticos

A2c E10-

60 - c:. c::::::> ~ c::=o c:>=- 0c=>c=> c::o c>c>c::. ~------- - .- -; -- - --- u..c::>c::> C> C> c::>c::><=:le:::> C> c=:>C>c::> textura de las calizas

rill mudstone

rWl wackestone

50 œ pscksioneA2b

G grains/one

::

G> 1> (;) (9 00 (9

---- ey--- -- oa ._a ------40 secuencia, rn lfansgrest6nPy ,

A2a L regresI6n

,,

\

,30

,A1b f6siles

\0

œ ammonites

, U l2J belernnltes

- --. -- -~- ..- - - -- --T- m ~ Bosifra Ouchl

20 - 1 - 1 1 1 1 ! Q)- 1 - 1 - 1 - 1 0-- 1 - 1 • 1 - 1 C1 - 1 - 1 - 1 - 1 '0- 1 - 1 - 1·1· A1 'C:;

m·1· & ~ Ela 1·1 1 l' 1~

1·1· 1· 1 1 A1a 0- 1 . 1 ·1·1 LL

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1 1· 1 1·1·1·1 . 1·1 . 1 .

am - . 1 - 1· ·1·• 0

Fig. 7: Col/ll1ll1a fslraligrajica levalltada cilla qUfbrada AlIllllos (km 51 de la carrelera Tama-Palca-Colpa-Bolivia)

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

estos ammonites indican una edad Toarciano medio. Enlos niveles mas superiores, se determino el ammonitePhYlllatoceras copiapellse, que indica el Toarcianosuperior(Salinas, 1985).

La Formacion Pelado (Sinemuriano inferior­

Toarciano superior) se correlaciona con los nivelescalcareos presentes en el tope de la Formacion Chocolate

s.s., de edad Sinemuriano inferior (Vicente. 1981) Ycon labase de la Formacion Socosani (Toarciano inferior­Bajociano inferior; Vicente et al.. 1982), dei sector de Yura;en la zona altiplanica. se correlaciona en pane con la unidadcalcarea inferior ciel Grupo Lagunillas de edad Sinemurianoinferior-Bajociano inferior (Vicente, 1981); en la CordilleraOriental dei Peru central. con la Formacion Condorsinga,unidad superiordel Grupo Pucara (Mégard. 1978; Stanley,1994); en el area al este de Arica. con el miembro clasticoinferior de la Formacion Livilcar, de edad Sinemuriano­Toarciano (Munoz et al., 1988b); en la Cordillera de la Costade Antofagasta, con el miembro superior de la formaci6nCerros de Cuevitas, de edad sinemuriana (Munoz et al.,1988b).

Formacion San Francisco (Toarciano superior ­Batoniano, -184 - -165 Ma)

Wi Ison & Garcia (1962) definieron esta unidaddescribiendo algunos centenares de metros de areniscas,lutitas y calizas cerca de la desembocadura de la quebradaPalca en la Pampa San Francisco, es decir aaproximadamente unos la km al suroeste de la zona deestudio. La Formacion San Francisco suprayace a laFormacion Pelado con un contacta concordante ytransicional. e infrayace a la Formacion Ataspaca de igualmanera.

La unidad presenta sus mejores exposiciones enlos cerros Huanune y Huanuane, y en las quebradasAmmos y Cuviri. En las faldas de los cerros Huanune yHuanuane, aproximadamente 3 km al suroeste dei pobladode Palca, en el curso medio e inferior de la quebrada Palca,la Formacion San Francisco suprayace concordantementea la Formacion Pelado; en esta seccion, sin embargo, laformacion es intruida "concordantemente" por el plutontabular de L1uta (ver mas adelante) y, debido a estefenomeno, su continuacion aflora al oeste de este intrusivo,mâs abajo en la quebrada Palca. La parte de la Formacion

San Francisco que infrayace al pluton tiene un espesormedido de 164 m, mientras que la parte que le suprayacetiene 624 m deespesor (Wilson y Garda, 1962); esta permiteestimar que la seccion completa de la Formacion SanFrancisco en este area mide aproximadamente 788 m deespesor. En la quebrada Ammos (Fig. 7), los estratosforman un anticlinal apretado limitado en ambos flancospor fallas dei sistema Incapuquio. En la quebrada Cuviri,

las formaciones Pelado y San Francisco estan local mentereplegadas.

La Formacion San Francisco conforma una potenteserie granodecreciente, compuesta por sedimentos muyfinos (calcilutitas y chert) con algunas intercalaciones de

areniscas finas. En la falda dei Cerro Huanuane (Fig. 5), se

distingue un miembro inferior compuesto por areniscasmuy finas que pasan a lodolitas siliceas (cherts) y presenta

algunos niveles de SIIlIllPS, y un miembro superiorcompuesto integramente de cherts estratificados,

dispuestos en bancos de la a 15 cm de espesor, con unagran variedad de coloraciones (gris, gris clara. grisverdoso, verdoso y, en algunos casos, rosado). El miembro

inferior podrla representar la parte distal de un abanicoturbidftico, mientras el superior corresponde a un ambientebastante profundo dado la presencia de cheriSestratificados.

En la quebrada Ammos (Fig. 7), el miembro inferior

local se compone de delgados calciturbiditas (areniscascalcâreas finas) que gradan a calcilutitas, 10 que sugiereun ambiente de pendiente de plataforma carbonatada. Elmiembro superior consiste de calizas margosas pelagicas,en algunos casos fosiliferas, con escasas y delgadasintercalaciones de areniscas calcareas, que correspondena flujos turbiditicos esporadicos de volumen reducido. Seobser van horizon tes con nodu los, cas i s iem pre conammonites, y un nivel compuesto por una abundanteacumulacion de ammonites, que representa un horizontede condensacion estratigrafica. La coloracion de las calizasvaria de gris azulino a negro, y en va rios niveles son fétidas.

En seccion delgada, las calizas presentan globigerinidos yradiolarios dei tipo Spllllle/!aria (Salinas, 1985). Estoscarbonatos pelagicos indican un ambiente profundo dondeel aporte de sedimentos era débil, como 10 subraya enparticular la existencia de un nivel de condensacion.

Un estudio detallado de ammonites (vonHillebrandt, en Salinas. 1985) permitio atribuir a la Formaci6nSan Francisco una edad Toarciano superior-Batonianosuperior (Vicente, 1981; Salinas, 1985), que corresponde alintervaI0-184-165 Ma.

El nivel de condensacion de ammonites observable

en la quebrada Ammos proporciono Catll/!oceras sp. yPleydellia sp., que indican la biozona de P. flllifans

(Toarciano superior). Un horizonte rico en nodulosfosilfferos ubicado 20 m encima de este nivel decondensacion proporciono Dlllllortieria pllsilla Jaworski,

Cylicoceras CI) n. sp .. Splwerocoeloceras brochiifonneJaworski, Bredyia lIIanf/asellsi.\" Westermann y Bredyia

deliC(l{(I Westermann, que indican la biozona de B.

lIIallf/asensis (Aaleniano inferior). En conjunto estos fosilesindican el intervalo Toarciano superior-Aaleniano inferior(Salinas, 1985).

El miembro inferior de la Formacion San Franciscoproporciono los géneros Sonninia, Wifc!lelia,

Hallllllatoceras y Phylloceras, y el miembro superior elgénero Fonfanllesia y las especies EUllledtoceras

klilllaklolllphallil/1 Vacek y Eillileia cf. E. lIIultiforllle

Gottsche (Wilson y Garda, 1962). En conjunto estosammonites indican el intervalo Toarciano superior ­

Bajociano medio.En la zona de Copapuquio, al norte dei Cerro Pelado,

se colecto ejemplares de Episfrenoceras sp., género queindica el Batoniano superior (Vicente, 1981).

28 Adan Pino. et. al..

litologia sedimentologia f6siles 1 + secuencia leyenda

FORMACI6N CHACHACUMANE

~~~~~~~~~-------------...-'L.Nô90

1000 >< C3 facies

areniscas macizas

lutitas con intercalaciones decarbonatas (calizas ylo margas)

lutitas con intercalaciones deniveles de nodulas calcareos

areniscas macizas coninlercalaciones de lutitas

areniscas con lammaci6nplana paralela

=:JGdo~ ~~edn~~ccf: ~~~l~~g~~~~cosro7l!i?J areniscas con laminacion'tlll!M cruzada plana

Fm ~f~~~n~ci6~s~;~~cac'6n

B ~r~t~i~~~ Inlercalaciones de

~

m§ calizas

~ cobertura cualernaria

C2e

~d!

1 1

-HO&C NId) NlSR·-""JIC" -----

~NJ.40,NJ50

1

:,-:-::--:--:-:-:-

800 - ~~=t~=§:<.- ~ :-_:- .:.'~ ~'';'l

--------

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500 - '~~..:;:::~:~:'fl_,-'::=:::'::::::-:~~~~::.:~:~:~:~::=-:=:=-:=:=:=--=:=-_-_"'ë--:...-_-_-_-_:-:-:-.:-::-: .:-:-- - - - - - - - ........ N107 T

400 .=:ë:.-_:-::_:- J

__ Nl00,Nl&5 _N075

-------300

.- ---.-.-.-.-.-1- _:===::-~::=::=-------

C2c

/C2b

C2 elementos sedimentol6gicos

~:~ 1 nppfes con medida

~ canales con medida

m bloturbaci6n

slump con medida de eje

sfump con medida dedirecci6n de deslizamiento

secuencia

W transgresi6n

o regresi6n

I·!-~-~-~-!-!-~-~r-1 ~. ----------

1_='-zz,a._-.EI

200 - ::-;=-!-:;:~:;:-i~~'

~~~i~~~~---•• ::'"-'j

f6siles

G2J ammonites

[LI belemnites

CE] Sosi/ra buchi

-0 ~-o__-o

@:::.C1

_--.------------------om -1',_:.?--:_-.:.O..:.-..:-2",,-.:.:::'-.:.o::,-_ - - - - - ------ - - - ~::--- - _1_ -------------FORMACION SAN FRANCISCO

Fig. 8: ColulI1na eSlraligrajica de la Forll/acion Ataspaca, levall/ada en la qllebrada Cllviri

Paleozoico superior a Crelaceo inferior de Tacna

Cabe subrayar que la superficie de condensaci6nque se desarrolJ6 en el Toarciano superior (es decir duranteel perÎodo dentro dei intervalo 184- 180 Ma) ind ica que enesta época esta area de la cuenca habfa profundizado demanera marcada.

La Formaci6n San Francisco (Toarciano superior ­Batoniano superior) se correlaciona en parte con lasformaciones Socosani (Toarciano inferior - Bajocianosuperior) y Puente (Batoniano) dei area de Arequipa(Vicenle. 1981, 1989; Vicente et al., 1982). con la pane inferior,de edad bajociana-baloniana, de la Formaci6n Guanerosdei litoral sur-peruano (Romeuf et al., 1993, 1995). Yaparentemente con la parte inferior de la Formaci6n LaNegra dei norte de Chile segun 10 publicado por Munoz et

al. (1988a, 1988b)

Formaci6n Ataspaca (Caloviano - Oxfordiano, -165 - -154Ma)

La Formaci6n Ataspaca fuedefinida por Wilson &Garcfa (1962) en la quebrada Chachacumane, dondedescribieron areniscas pardas. IUlitas oscuras y calizasgrisaceas. interestratificadas en capas delgadas. La unidadsuprayace a la Formaci6n San Francisco e infrayace a laFormaci6n Chachacumane, ambos contactos sicndoconcordantes y transicionales. En el valle Caplina. entreChallatita y Calientes, la Formaci6n Ataspaca tiene unespesor aproximado de 1250 m (Wilson y Garcia, 1962). Launidad registra un espesor total de 1056 m en la secci6n dela quebrada Cuviri.

La Formaci6n Ataspaca comprende tres miembros.El miembro inferior esta conformado principalmente pOl'1ut i tas oscuras i nlercaJ adas con ba ncos delgados deareniscas macizas grises, calizas macizas oscuras. algunosniveles de margas y niveles de n6dulos calcâreos (en estaparte de la secci6n se ha recolectado un gran numero deejemplares de ammonites). En el miembro medio, las lutitasalcanzan un gran desarrollo, con algunas intercalacionesde areniscas grises macizas 0 laminadas. El miembrosuperior esta formado por bancos de areniscas y nivelesde lutitas. En la columna estratigrMica levantada en laquebrada Cuviri (1056 m; Fig. 8), estos tres miembroscorresponden a tres secuencias mayores cuyasuperposici6n regislra la progradaci6n de un sislema deabanico clastico sobre facies pelagicas.

La secuencia inferior (275 m) esta conformada porlutitas con laminaci6n muy tina, general mente de color grisoscuro a negro, a veces con horizontes de n6duloscalcâreos, donde se intercalan esporadicamente algunosniveles margosos de color plomizo con pelecîpodos y enalgunos casos ammonites, algunas calizas oscuras conestratificacion fina, areniscas macizas sin estructura visible,y areniscas laminadas, de color gris azuJino con pequenosclastos de caliza. Esta secuencia se deposit6 en una zonade transicion enlre un ambiente de abanico externo distaly una lIanura pelagica.

La secuencia media (651 m) se compone de 5subsecuencias que presentan una evoluci6n vertical

29

parecida. con una parte inferior con facies fînas y una partesuperior con facies mas gruesas. La parte inferior de cadauna de las cinco subsecuencias consiste principalmentede lutitas negras a gris oscuras finamente laminadas, conalgunas delgadas intercalaciones turbidÎticas (de tipo Ta­b, Ta-c, Tb-d, Tc-d), areniscas macizas 0, en algunos casos,areniscas con laminacion plana paralela. Las partessuperiores de cada subsecuencia son estratocrecientes yconsislen de areniscas macizas cuarzosas a cuarcfticas,casi sicmprc con base erosiva, en bancos de O.JO a 1 m deespesor; las facies son relativamente variadas (areniscassin estructura interna 0 con laminaciones al tope, a vecescon gradaci6n turbidÎtica, 0 con laminacion plana paralelau ondulada) pero en su conjunto se pueden interpretarcomo turbiditas sensil/alo. Cada subsecuencia representaun perÎodo de progradacion, iniciandose en el borde distalde un abanico externo y evolucionando hacia un ambientede tipo abanico medio.

La secuencia superior (130 m) consiste de lutitasnegras con laminaci6n fina y algunos bancos de areniscasde 0.5 a 1 m de espesor. Las areniscas son cuarcfticasmacizas a con laminacion plana paralela; en algunos nivelesse observa una laminaci6n cruzada plana 0 ondulada. Estasecuencia indiea la transici6n hacia los ambientes massomeros tÎpicos de la Formaci6n Chachacumane.

Aigunas medidas de paleocorrientes sobre canalesy rizaduras indican una direcci6n promedia de transportehacia el suroeSle, y por 10 tanto que las progradaciones sedesarrollaron en esta direccion. Plegamientos asimétricosen S/lIlIIpS similarmente indican una paleopendientepromedia hacia el suroesle. Estos datos confirman que lacuenca profundizaba en esta direcci6n.

En base a un esludio de la fauna fosil(principal mente ammonites), Salinas (1985) atribuy6 a laFormacion Ataspaca una edad caloviana-kimeridgiana,considerando hipotéticamente que los niveles superioresde la Formacion Ataspaca Ilegarfan hasta el Kimeridgiano.Sin embargo. se subraya que ningun dato concreto 3utorizala propuesta de tal rango de edad y que par 10 tanto éstedeberÎa restringirse al rango indicado por los fosiles. Lasdeterminaciones disponibles (von Hillebrandt, en Salinas,1985) solo indican que la Formacion Ataspaca se depositodurante el interval0 Caloviano inferior - Oxfordiano (165­154 Ma).

En efecto se identificaron:• En la parte inferior de la unidad, los ammonitesNeuqueniceras sp., Xenoeep/w/iles sp. y Eurieepha/ilessp., que marcan el Caloviano inferiar (Salinas, 1985).• En la parte media, las especies Reineekeia aff. R.(Kel!awaysiles) sIe/mi Zeiss y Reineekeia mU/lieoslataStehn, que indican el Caloviano media (Salinas, 1985).• En la parte superior, formas pel1enecientes a la subfamiliaPerisphinctinae y a la familia Oppeliidae, que brindan unaedad oxfordiana (Salinas, 1985).

La Formacion Ataspaca se correlaciona en partecon los miembros medio y superior, de edad caloviana, dela Fonnaci6n Guaneros dellitoral (Bellido y Guevara, 1963;Vicente, 1981), con las formaciones Puente y CachÎos

(Batoniano-Caloviano) dei area de Arequipa (Vicente etal., 1982; Vicente, 1989), y con las formaciones El Morro(Caloviano) y Los Tarros (Oxfordiano) dei area de Arica(Cecioni y Garda, 1960).

Fonnaci6n Chachacumane (Kimeridgiano-ValangifÙano,-154 - -132 Ma)

La Formaci6n Chachacumane fue definida ydescrita por Wilson & Garcia (1962) en la quebradahom6nima ubicada en el sector sureste de la zona deestudio, donde la unidad atlora a 10 largo de una estrechafranja orientada norte-sur. Esta formaci6n suprayace a laFormaci6n Ataspaca en forma concordante y transiciona 1.Las areniscas Ifticas grises con laminaci6n cruzada curvaque marcan la base de la Formaci6n Chulluncane sesobreponen concordantemente a las cuarcitas blancas dela Formaci6n Chachacumane superior con unadiscontinuidad sedimentaria.

El espesor medido de la Formaci6n Chachacumaneen la secci6n de la quebrada Quilla es de 1089 m. EntreChallatita y Calientes, en el valle de Caplina, al suroeste dela zona de estudio, Wilson & Garda (1962) calcularon unespesor aproximado de 400 m para la unidad. Este contrasteindica una notable reducci6n dei grosor de la formaci6n endirecci6n suroeste, Jo que refleja la misma profundizaci6nde la cuenca registrada al suroeste dei Sistema de fallasIncapuquio para las formaciones Pelado y Ataspaca.

La Formaci6n Chachacumane se componeprincipal mente de areniscas cuarcfticas grises y de cuarcitasgris claras a blancas, en su mayoria macizas, que alternancon lutitas 0 limolitas negras a gris oscuro. En la secci6nde la quebrada Quilla (Fig. 9), la Formaci6n Chachacumaneconsiste de tres secuencias grano- y estratocrecientes.

Las secuencias inferior y media son ampliamentedominadas por facies silicoclasticas, mientras la secuenciasuperior muestra un mayor desarrollo de las facies finas.

La secuencia inferior (428 m) esta conformada por10 subsecuencias estratocrecientes que presentan unaorganizaci6n vertical parecida: sus bases consisten delimolitas finamente laminadas de color gris azulado;prosiguen areniscas con laminaciones ondulada y/a planaparalela; y sus topes consisten de areniscas cuarzosas ycuarciticas, macizas y con laminaci6n plana paralela, enbancos de -0.10 m de espesor promedio, que formanpaquetes de hasta 45 m de espesor. En esta secuencia, seobservan comunmente restos de plantas en mal estado deconservaci6n, y rastros de bioturbaci6n.

La secuencia media (380 m) esta formada por 6subsecuencias estratocrecientes, de caracterîsticasparecidas. Sus partes inferiores consisten de limolitas grisoscuro, casi siempre con intercalaciones de areniscasmacizas 0 con laminaci6n ondulada; sus partes superioresestân conformadas principal mente por areniscas cuarzosasa cuarcfticas. macizas, de color gris a blanco, en bancos de0.05 a 2 m de espesor. También existen facies conlaminaciones plana paralela y ondulada. Localmente seobserva bioturbaci6n 0 laminaci6n oblicua tabular.

Adan Pino, et. al.,

La secuencia superior (281 m) es estratocrecientey consiste de dos miembros. El miembro inferior(218 m) secompone de limolitas grises a negras con laminaci6nondulada en ciertos niveles e intercalacionesestratocrecientes de areniscas cuarciticas macizas de colorgris claro. pardo y blanco, que presentan laminaci6n planaparalela 0 cruzada plana en algunos bancos. El miembrosllperior (63 m), que recuerda a las facies de la Formaci6nHualhuani dei area de Arequipa, esta conformado por unpotente paquete de areniscas cuardticas blancas en bancosde 8 a 10 m, con laminaci6n plana paralela; en su partecuspidal se observan laminaciones cruzadas tabulares.

En las secuencias inferior y media de la Formaci6nChachacumane, las facies, mayormente arenosas, seordenan en secuencias elementales estratocrecientes quereflejan progradaciones de sistemas clâsticos marinos, detipo deltaico. En la secuencia superior muestra unaorganizaci6n similar, sin embargo con un mayor desalTollode las facies finas, 10 que probablemente refleja un pulsotransgresivo. La formaci6n concluye con una espesaacumulaci6n de areniscas limpias con laminaci6n planaparalela a tabular, representando un ambiente de playainferior.

Basandose en la presencia de restos de tallos yhojas vegetales en los niveles lutaceos, Wilson & Garcia(1962) estimaron que la Formaci6n Chachacllmane eraprobablemente de edad Cretaceo inferior. En efecto. elammonite Hoplites lorensis Lisson, que indica una edadvalanginiana, y el peledpodo Panopen cnrteroni (Castro,1960) se describieron en lutitas y areniscas arcillosas de launidad. La presencia de Hoplites forensis en Tacna esparticularmente interesante dado que esta especievalanginiana fue también descrita en las formaciones Santa(Peru central y none) y Henadura (MolTo Solar, Lima). Dadoque los niveles sllperior de la Formaci6n Ataspaca hanbrindado ammonites dei Oxfordiano (von Hillebrandt, enSalinas, 1985), se propone que la Formaci6n Chachacumanese deposit6 aproximadamente dllrante el intervaloKimeridgiano-Valanginiano (-154-132 Ma).

La Formaci6n Chachacumane (Kimeridgiano ­Valanginiano) se puede correlacionar en parte con lasformaciones Labra (Oxfordiano-Kimeridgiano), Gramadal(Titoniano) y Hualhuani (Cretaceo inferior?) dei area deArequipa, y con la Formaci6n Zuiiimarca dei rio Majes(Vicente, 1981, 1989) si se confirma la edad valanginiana deésta.

Formaci6n Chulluncane (Hauteriviano?-Aptiano?, -132- -110 Ma?)

La Formaci6n Chulluncane (Wilson & Garda,1962) s610 aflora en el extremo oriental dei sector sureste,principalmente en el cerro hom6nimo, extendiéndose hastael Cerro Pantatire. Wilson & Garcia (1962) afirmaron quelos contactos superior e inferior de esta unidad sondiscordancias angulares. Sin embargo, se observa que sucontacta con la Formaci6n Chachacumane es concordantetanto en la quebrada Quilla coma en la carretera Tacna-

Paleozoico superior a Crelaceo inferior de Tacna 31

litologia sedimentotogia 'asiles + secuencia leyenda

FORMACI6N CHULLUNCANE

"'<.Îoz---------- ----------I---r

1~6C

----------------

-- _::---

facies

1'-'-~o==.1___, --------------------_

600 ---------------------~ --'-'--1

elemenlos sedimenlol6gicos

~ canales con medida

:JJ biolurbaclon

~ slump con medida de eje

~ medida de la direcci6n de progradacl6nc.=J de la laminacl6n cruzada plana

:::=J areniscas macizas

El areniscas con laminaCKln plana paralela

[J areniscas macizas Intercaladas con--.. :- arenlscas con laminaci6n plana paralela

I-::l areniscas macizas con~ inlercalaciones de lutilas

~ aremscas con laminacI6n onduladat::..=J en algunos bancos

\\ ~a~::o~~~~~~~~~~~.

o areniscas con eslructuras de Ilpo flaser

Çl areniscas con laminaci6n~ cruzada curva (en a~esa)

r--:-:I lutilas con estralificacl6n~ y laminaci6n finas

~ lutrtas con inlercaraciones de areniscas

o cobertura cualernana

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f6siles

~ reslos de lallos vegelales

secuencia

;]J Iransgresl6n

D regresi6n

C4

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400

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FORMACI6N ATASPACA

Fig_ 9: Coll/mna eslraligra(ica de la Frmllaci6n ChachacUlnane leval/lada en la quebrada Cuviri

32

Coll pa-La Paz. En cambio su contacto con la Formaci6nHuilacollo (rocas volcanicas oligocenas) es efectivamenteuna discardancia angular.

La Formaci6n Chulluncane se inicia con unaintercalaci6n de areniscas Ifticas grises, de grano fino amediano, que presentan laminaciones cruzadas curvas (enartesa) tfpicas de dep6sitos en canales. Por su composici6ny dinamica de deposici6n, estas facies se distinguenc1aramente de las cuarcitas blancas infrayacientes de laFormaei6n Chachacumane, y el contacta entre las dosformaciones es por 10 tanto una discontinuidadsedimentaria.

La Formaci6n Chulluncane conforma una sucesi6ngrano- y estratocreciente de 300 m de espesoraproximadamente. Su parte inferior se compone de limolitasnegras y areniscas Ifticas grises de grano media conestratificaci6n cruzada curva en algunos bancos; su partesuperior consiste de conglomerados compaclOs conguijarros bien redondeados de cuarcitas, calizas y sobretodo rocas volcanicas oscuras (basalticas a andesfticas)principal mente. intercalados con areniscas Ifticas de granomedio a grueso; su parte media muestra facies intermediariasentre las de sus partes inferior y superior. Cabe notar queunos derrames de rocas voJcanieas basicas a andesfticasse intercalan sobre todo en la parte sllperior de la secci6nde la quebrada Quilla, confirmando las observaciones deWilson & Garcfa (1962).

La Formaci6n Chulluncane indiea por 10 tanto unnftido cambio en la zona de aporte, perceptible desde sumisma base. El material cuarzoso caracterlstico de laFormaci6n Chachacumane provenfa de la regi6ncontinental lIbicada al norte 0 noreste, mientras que lacomposici6n de la Formacion Chulluncane indica que enesta época este mismo punto de la cuenca era alimentadoen material c1astico desde un arco volcanico cercano, como10 refleja también la ocurrencia en ella de derramesvolcanicos. Aunque necesitan confirmacion, unasimbricaciones de c1astos medidas en un conglomerado dela Formacion Chulluncane sugieren que este materialvolcanodetrftico provenfa dei oeste. La discontinuidad quesepara las formaciones Chachacumane y Chulluncane setiene por 10 tanto que Înterpretar como produclo deidesarrollo de un arco volcanico al sur 0 suroeste de lazona de estudio.

Sai inas (1985) estimo que se podfa reconocer lasformaciones Gramadal y Hualhuani en la parte superior dela Formacion Chachacumane. Sin embargo, la comparaci6nde la secci6n de la quebrada Quilla con las descripcioneslitol6gicas presentadas por Salinas (1985) indica que lasfacies atribllidas por Salinas (1985) a las formacionesGramadal y Hualhuani correspond en en realidad a laFormacion Chulluncane. Por 10 tanto el intervaloestratigrafico atribuido en este sector a las formacionesGramadal, Hualhuani y Matalaque por Salinas (1985), ytambién por Monge & Cervantes (2000), en realidadcorresponde a la seccion completa de la FormacionChulluncane. Ademas, ammonites encontrados en laFormacion Gramadal de la zona de Arequipa datan esta

Adan Pino, et. al.,

unidad dei Titoniano inferior (Vicente, 1989), 10 quediscrepa con la edad valanginiana dei ammonite Hoplites100'el1Sis Lisson eneontrado en la subyacente Formaci6nChachacllmane. Evidentemente. la base de la FormacionChullllncane. que es post-valanginiana. no puedecorrelacionarse con la Formaci6n Gramadal de Arequipa.que es titoniana. Por tal motivo se considera prudentemantener pOl' el momento la denominacion de FormacionChulluncane. Este problema litoestratigrMico debe sermotivo de posteriores investigaciones.

Restos de tallos y hojas de helechos en la partein ferior de la Formacion Ch ul Junca ne ("Formac ionGramadal" de Salinas, 1985) comprend en pteridofitasfilicales, leptosporangeas y matoniaceas, y en particular elgénero Laccopteris, que indiea una edad neocomiana(Salinas, 1985). Puesto que la sucesi6n observadaaparentemente no registra la transgresion mayor que sedesarrolJ6 en todo el Peru a partir dei Albiano inferior(Robert et al.. 2002), se propone un rango de edadHauteriviano-Aptiano (-132-110 Ma) para la FonnacionChullllncane.

Filones basicos

El area de estudio comprende enjambres de filonesbasicos, ademas de los senalados en el basamentometam6rfico de Mal Paso (ver mas arriba). Aguas abajo dePalca, pOl' ejemplo, diques y sills basalticos a andesfticosintruyen estratos pertenecientes a las formaciones luneratay sobre todo San Francisco. No se observan diques deeste tipo en el vecino pluton de Lluta, sugiriendo que seemplazaron entre el lurasico medio y el Paleoceno.

En el litoral de Tacna e lIo. se dispone de tresdataciones sobre intrusiones basicas de tamano reducido:• En el area de lIo, un dique andesftico fue datado en 162.5± 0.3 Ma (Caloviano medio; plateau JOAr_J9Ar sobre rocatotal; Roperch & Carlier, 1992).• En el cuadrangulo de La Yarada, un basalto porffrico congrandes cristales de plagioclasa (que alcanzanfrecuentemente 1cm) conforma un cuerpo hipovolcanicoque intruye la Farmaci6n Guaneros; proporciono una edadde 157.2 ± 0.4 Ma (Oxfordiano medio; plateau JOAr-3?Ar

sobre plagioclasa; Romeuf. 1994).• En el mismo cuadrangulo de La Yarada, un sill basaltico(inicialmente descrito como colada) que intruye laFormaci6n Guaneros fue datado en 129.9 + 0.3 Ma(Hauteri viano medio; plateau 40Ar- J9Ar sobre roca total;Roperch & Carlier, 1992).

Estas edades indican que en ellitoral hubo pOl' 10menos dos épocas de magmatismo basico en el intervalolurasico media - Cretacico inferior: una en el Caloviano­Oxfordiano, es decir durante la deposicion de la FormacionChachacumane, y la otra en el Hauteriviano, es decirdurante la deposicion de la Formacion Chulluncane. En elarea de lIo, ademas, una edad de 123.0 ± 1.3 Ma (K-Ar, rocatotal) obtenida sobre un pluton indica un reset ban'emiano(Roperch & Carlier, 1992), que fue probablemente causadopar un alto flujo térmico asociado a un intenso magmatismo,

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

también durante la deposici6n de la Formaci6nChulluncane. Estas deducciones estan de acuerdo con lainterpretaci6n de esta unidad como marcadora deidesarrollo de un arco volcanico.

CENOWICO

Pluton de L1uta (Paleoceno media; -61 Ma)

El plut6n de L1Ula forma un cuerpo aparentementetabular de 1,8 ± 0,5 km de espesor emplazado en formaconcordante en la Formacion San Francisco, cuyas partesinferior y superior se encuentran apartadas por él (Fig.10). Proporcion6 dos edades paleocenas concordantes,de 62.12 ± 1.94 Ma eOAr- 3oAr) y 60.33 ± 1.30 Ma (K-Ar),ambas sobre biotita (Clark et al., 1990), que demuestranque pertenece a la Unidad Intrusiva Yarabamba (Monge &Cervantes, 2000) y que se emplaz6 durante la época deacumulaci6n dei Grupo Toquepala. El plut6n vecino deChallatita proporcion6 un edad de 77.40 ± 1.17 Ma (plateau"0Ar_ 30Ar sobre hornblenda; Clark et al., 1990).

El pluton de L1uta presenta una notable variaci6nvertical de facies. En su parte basal se observan faciesgabroicas que gradan progresivamente a facies dioriticas.El porcentaje de feldespatos se incrementa hacia arriba,lIegando a formar facies granodiorfticas, que en la partecuspidal dei plut6n pasan a facies graniticas con un nitidodesarrollo de feldesp,Hos y biotita. Por ultimo, la zona decontacto dei plut6n con la roca de caja de su techo(Formaci6n San Francisco superior) presenta unaepidotizaci6n hidrotermal.

Grupo Toquepala (Cretaceo superior - Pale6genoinferior) y Formacion Tara ta

En la zona de estud io, el Grupo Toquepala afloraal suroeste dei Sistema de Fallas Incapuquio, a 10 largodei mismo (Fig. 4). Consiste de una espesa sucesi6n derocas volcânicas (coladas andesiticas e ignimbritas,principalmente), y de cuerpos hipovolcânicos decomposicion andesitica que generalmente presenlangeometrfas de si Il con espesores pluridecamétricos ahectométricos.

En la zona de estudio, la Formaci6n Tarata (Jaén,1965) s610 presenta un area de afloramiento en losalrededores dei poblado de Palquilla, en el sector noresle.Esta serie volcano-sedimentaria alcanza un espesor de1400 m (Wilson & Garcia, 1962; Salinas, 1985). Descansaen discordancia aparentemente paralela sobre el GrupoToquepala, aunque local mente se describe unadiscordancia angular (Wilson & Garcia, 1962).

La Formaci6n Tarata consiste de un miembroriolitico inferior compuesto por brechas, conglomeradosy algunos derrames porfiriticos andesiticos de colormarr6n, gris 0 rojizo (Wilson & Garcia, 1962). El miembrosuperior esta conformado por piroclastitas de composici6nandesitica, con algunos niveles de tobas rioliticas ysedimentos (Wilson & Garcia, 1962). Las tobas son

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andesiticas y dacfticas, con un alto contenido defeldespato y biotita. mientras que los conglomerados estanformados por guijarros redondeados de andesitascementados en una matriz tobacea donde abundan lasbiotitas (Wilson & Garcia, 1962). En la secci6n dei CerroLapana (norte dei pueblo de Tarucachi, al noreste dei areade estudio), se han encontrado bancos de calizasintercalados con piroclastitas (Wilson & Garcia, 1962).Las calizas contienen ostracodos probablemente lacustres(Jaén, 1965).

Las facies dei miembro inferior de la Formaci6nTarata son similares a las rocas volcânicas dei GrupoToquepala, 10 que vuelve dificil definir un contacto entreestas dos unidades (Wilson & Garcia, 1962). Este hechosugiere que la Formaci6n Tarata podria en realidadpertenecer al Grupo Toquepala. En la regi6n de Moquegua,el Grupo Toquepala es por 10 menos de edad Cretaceosuperior-Pale6geno inferior (James et al., 1975; BeckinsaleetaI. 1985; Clark et al., 1990).

Por sus relaciones estratigrMicas, se propuso quela Formaci6n Tarata es de edad Cretaceo superior­Pale6geno (Wilson & Garcia. 1962) u Oligoceno (Salinas,1985). La Formaci6n Tarata aparentemente infrayace endiscordancia angular a la Formaci6n Huilacollo, queproporcion6 una edad de 28.33 ± 3.76 Ma (France et al..1984). que indica el Oligoceno medio. Estos datos sugierenque la edad de la Formaci6n Tarata seria eocena. Sinembargo. en el cuadrangulo de Tarata (35- V), figuran dosdataciones de esta unidad: 20.36 ± 0.8 y 15.85 ± 0.3; en elCerro Tacata, entre los poblados de Palquilla y Estique (alnorte de la zona de estudio), la Formaci6n Tarataproporcion6 un edad aparente de 19.5 ± 0.4 Ma (Monge &Cervantes, 2000). Estas tres dataciones indican el Miocenoinferior a medio, 10 que discrepa profundamente con lasedades propuestas anteriormente por relacionesestratigraficas, y, si provienen efectivamente de laFormaci6n Tarata, descartan su pertenencia al GrupoToquepala y la vuelven un equivalente temporal de laFormaci6n Huaylillas. Una posible explicaci6n de estafuerte discrepancia seria que el contacto entre lasformaciones Tarata y Hui lacollo sea una falla, y no unadiscordancia angular. Queda claro que se necesita unestudio detallado para resolver estas contradiccionescronol6gicas.

Unidad Intrusiva Challaviento (Eoceno medio a superior;-46 - -39 Ma)

El area de afloramiento de la Unidad IntrusivaChallaviento (Monge & Cervantes, 2000) presenta unaorientaci6n general NNO-SSE y se extiende desde losalrededores de Vilavilane hasta unos 4 km al noroeste deTicnco, alcanzando una longitud aproximada de 45 km.Esta conformado pOl' una serie de plutones que presentanfacies y edades sim il ares; son de color gris claro y sutamaiio de grano varia de grueso a medio. Los plutonesde Challaviento y de Ataspaca son granodiorfticos amonzodioriticos. mientras que el plutôn de Chulpapalca y

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los pequenos intrusivos consisten de granodioritas(Monge & Cervantes, 2000).

Las edades obtenidas sobre el pluton deAtaspaca corresponden a las partes superior deI Eocenomedio e inferior dei Eoceno superior:• Edades JOAr_·1~ Ar (Clark et al., 1990) 46.01 ± 1.45 Ma (sobrehornblenda) y 40.22 ± 0.65 Ma (sobre biotita);• Edades K-Ar sobre biotila: 42.58 ± 0.96 Ma, 40.65 ± 0.88Ma y 39.15 ± 085 Ma (Clark el al., 1990), y 39.9 ± 1.0 Ma(Sanchez, 1983).Las edades obtenidas sobre el pluton de Iicaco indican laparte superior dei Eoceno medio:• Edades JOAr_.19Ar (Clark et al., 1990): 44.83 ± 4.30 Ma (sobrehornblenda) y 43.53 ± 0.26 Ma (sobre biotita);• Edad K-Ar sobre biotita: 40.8 ± 1.5 Ma (Sanchez, 1983).

El porfido dacitico de Palquilla forma un pequeiioafloramiento en el poblado homonimo. Se trata de unporfido con textura porfiro-afanitica que parececorresponder a una intrusion subvolcanica superficial(Salinas, 1985), Esta compuesto de cuarzo, plagioclasa yhornbJenda envueltos en una matriz parcialmente vitrea,con biotita, circon y minerales opacos (Salinas. 1985), Dadosu ubicacion geografica en la hilera de intrusivos queconforma la Unidad Intrusiva Challaviento, es posible queeste cuerpo pertenezca a la misma, Su datacion isotopicapodria confirmar 0 descartar esta hipotesis.

Formaci6n Huilacollo (Oligoceno)

Ires afloramientos mapeados como FormacionHuilacollo (Wilson & Garda, 1962) ocurren en el extremaeste de la zona de estudio. Esta unidad infrayaceconcordantemente a la Formacion Huaylillas, y, en algunossectores, infrayace en discordancia angular al GrupoBarroso (Wilson & Garcia, 1962). Su espesor varia de 200 a1000 m y se compone de derrames y piroclastitas andesiticasy en menar proporcion daciticas, con un predominio debrechas, aglomerados y tobas de grano grueso (Wilson yGarcia, 1962).

Una sola edad de 28.33 ± 3.76 Ma (Oligocenomedio) se obtuvo sobre la Formacion Huilacollo. II km aleste de Causuri (France et al., (984).

Formaci6n Huaylillas (Mioceno inferior; -24 - -18 Ma)

En el sector sureste de la zona de estudio. laFormacion Huaylillas (Wilson & Garda, 1962) descansa endiscordancia angular sobre las formaciones jurasicas.Regionalmente, suprayace concordantemente aconglomerados dei Grupo Moquegua, e infrayace al GrupoBarroso. Su espesor varia generalmente entre 500 y 600 m(Wilson & Garcia, 1962; Salinas, 1985), pero puede reducirselateralmente a 100 m (Cerro Huanune) 0 menos. Se trata deun potente paquete de ignimbritas rioliticas soldadas, decolor rosado a blanquecino, compuestas principalmentepor cristales bien desarrollados de cuarzo, biotita.plagioclasa y ademas por fragmentos pequenos de pomez.envueltos en una matriz tobacea.

Adan Pino, et. al.,

En la region tacnena, todas las edades disponi blessobre la Formacion Huaylillas se obtuvieron par el métodoK-Ar, e indican el Mioceno inferior:• sobre biotita: 23.77 ± 0.48 Ma, 22.21 ± 0.50 Ma. 22.03 ±

0.51 Ma (France et al., 1984),216 ± 0.7 Ma (Iosdal et al.,1981).21.44 ±0,82 Ma. 21.23 ±0,58 Ma, 21 ,21 ± 0.90 Ma.20,65 ± 0.94 Ma, 18.34 ± 0.41 Ma, 18,15 ± 0.43 Ma (France etal., 1984);• sobre hornblenda: 20.99 ± 1,5 Ma (France et al., 1984);• sobre roca total: 22.0 ± 1.2, 18.4 ± 0.5 Ma, 18.35 ± 0.5 Ma(Bellon y Lefèvre, 1976),

Cabe notaI' que 7 de estas 13 edades coincidenpara sugerir un evento principal en 21 ,76 ± 0.05 Ma, y queotras 4 sugieren otro evento en 18.26 ± 0.32 Ma,

Iodas estas edades estan comprendidas entre -24y -18 Ma, e indican que el volcanismo explosivocorrespondiente estuvo activo durante un intervalo detiempo relativamente COltO (-6 Ma). Los centras de erupcionque generaron esta potente unidad piroclastica seubicaban prabablemente en la actual Cordillera Occidental.

Deslizamientos en masa (Mioceno medio - Cuaternario,-15?-0 Ma)

Los depositos de escombros de deslizamientos(Wilson & Garcia, 1962; Bedoya et al., 2002; Flores, enprensa) estan geograficamente asociados a losafioramientos de la Formacion Huaylillas. Estancompuestos por bloques angulosos de ignimbritas y/atobas soldadas de la Formacion Huaylillas, envueltos enuna matriz limo-arcillosa tobacea proveniente de latrituracion de la roca volcanica; en algunos sectores, estâncompueslOs unicamente por tobas retrabajadas. Estosdepositos son evidentemente posteriores a la FormacionHuaylillas, pOl' 10 que tienen una edad maxima Miocenomedio (-18 Ma). En el curso inferiorde la quebrada HuacanoGrande, estos depositos infrayaccn a los ConglomeradosCalientes. de edad Mioceno terminal-Plioceno superior(Flores y Sempere, 2002). Sin embargo, deslizamientos deeste tipo también han ocurrido después dei inicio de ladeposicion de los Conglomerados Calientes (Flores, enprensa), Por esta razon se atribuye a esta unidad un rangode edad Mioceno medio-Cuaternario (Flores, en prensa).

Grupo Barroso (Miocenosuperior - Pleistoceno, -9-0 Ma)

El Grupo Barroso (Mendivil, 1965) conforma losestrato-volcanes andesiticos que coronan la CordilleraOccidental en la region sur dei Peru y norte de Chi le. Dentrodei Area Mal Paso-Palca, aflora en forma muy reducida enel sector noreste, donde se compone de la vas andesfticasy traquiandesfticas grises interestratificadas conpiroclastitas (Salinas, 1985). La roca contiene fenocristalesde sanidinJ y cristales microscopicos de biotita (Wilson &Garcia_ 1962). En la region tacneiia, las datacionesdisponibles van desde 8.4 ± 0.4 Ma hasta 0.7 ± 002 Ma, 10que corresponde al intervalo Mioceno superior­Pleistoceno.

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

Conglomerado Calientes (Mioceno superior? - Plioceno ,-9 - 2.7 Ma)

Esta unidad conforma el conjunto inferior deirelleno dei valle de Tacna (Flores y Sempere. 2002; Flores,en prensa). En el valle dei rfo Caplina, a unos 18 km alsuroeste de la zona de estudio. consiste de conglomeradoscompuestos por cantos y guijarros subredondeados y malsorteados, de tamaiio centimétrico a métrico. Esta unidadesta organizada en secuencias granodecrecientes quefueron depositadas en un ambiente tluvial proximal. LosCongJomerados Calientes suprayacen en discordanciaerosional al Grupo Moquegua e infrayacen a la Toba Pachia(Flores et aL, 2(02).

En la zona de estudio. esta unidad atlora en laquebrada Huacano Grande. donde suprayace endiscordancia angular al basamento precambrico y a laFormacion Machani. Consiste de tlujos de clastos (debris­flo\\!) angulosos. que alcanzan diametros de 1 m y secomponen de gneis. leucogranito y rocas sedimentarias,estando envueltos en una malriz areno-arcillosa; puedenexistir niveles arcillosos en los topes de los tlujos.

La edad de estos conglomerados aun no estadefinida con precision pero se puede afirmar que es anterioral evento volcanico Pachfa (2.7 Ma: Flores et al.. 2002). Lasrelaciones observables en el campo sugieren que ladeposicion de la Conglomerados Calientes puede haberseiniciado a fj nales dei Mioceno superior. Por consiguiente.la edad de esta unidad abarcarfa probablemente el intervaloMioceno superior - Plioceno superior (Flores y Sempere,2002).

Toba de Tala (2.7 Ma ?)

En la zona de Tala (sector suroeste de la zona deestudio) depositos piroclasticos espesos de 15 a 20 m, quecorresponden a un mismo evento volcùnico, estanpreservados sobre algunas elevaciones. Se trata de tobassol dadas de color rosado claro con escasos cristales,aigu nos fragmentos liticos y abundante matriz de ceniza.Por su Iitologia y su ubicaciùn topografica. y pese a sumayor grado de soldamiento, esta toba sc corrclacionalogicamentecon la Toba Pachfa (Pino, 2003). la cual a suvez se correlaciona con las tobas Lauca de Ch i le y Pérez deBolivia (Flores et aL. 2002). datadas en 2.7-2.8 Ma ("OAr­39Ar; Wbrner et aL, 2000). Sin embargo, la correlacion de latoba de Tala con la Toba Pachfa debera comprobarse conla datacion radiométrica de ambas.

Oep6sitos aluviales plio-cuaternarios

Se trata de gravas polimfcticas. arenas y flujos delodo que han sido transportados y depositados por losrfos y avenidas de aguas temporales. Por 10 general, estosdepositos presentan formas de fajas alargadas en los riosy quebradas principales. Solo los depositos que alcanzanun gran desarrollo han podido ser mapeados.

35

SISTEMA DE FALLASINCAPUQUIO (SFI)

La estructura de la zona de estudio es dominadapor el Sistema de Fallas Incapuquio (SFI). Se trata de unsistema sinestral de caracter regional. de rumbo -N 125 (Fig.4). que se extiende sobre los departamentos de Tacna yMoquegua a 10 largo de 140 km (Jacay et al.. 2002). En elarea noroeste de la zona de estudio. este sistema forma unrombo estructural asimétrico que corresponde a unaestructura en flor positiva (Jacay et aL. 2002; Pino et aL,2002; Sempere et al., 2002b) Yesta bordeado por tectonitas(es decir rocas de origen tect6nico) producidas por laactividad de las fallas asociadas. Este rombo estructuralrepresenta un primer bloque con mayor exhumacion, dondeafloran el basamento metamorfico y la Formacion Machani.AI sureste. en un segundo bloque, afloran el Grupo Ambo(Carbonffero inferior) y la Formacion Junerata (Carbonfferosuperior-Jurasico basal). Mas al sureste, en un tercerbloque, atloran los niveles superiores de la Formaci6nJunerata. Asim ismo, existe una serie de pl iegues apretadosque afectan a unidades litoestratigrMicas proximas a algunafalla de este sistema. Estas caracteristicas estructurales yla asimetria dei rombo evidencian que se trata de un sistematranscurrente sinestral, que funciono principalmente enforma transpresiva (Jacay et al., 2002; Pino et al.. 2002;Sempereet al.. 2oo2b).

Focos de sismos corticales se ubican sobre el SFI(l Darriga, com. oral) y depositos recientes cercanos a él(Palca) se encuentran fallados, demostrando que se tralade un elemento estructural acti VO. La Formaci6n Huaylillas(Mioceno inferior) esta afectada por el SFI al sureste de lazona de estudio. En el area de Moquegua, a este sistemaesta asociado una serie de pôrfidos coetaneos dei GrupoToquepala, cuyos ascensos se vieron probablementefavorecidos por el régi men transcurrente, 10 que sugiereque el SFI ya estaba activo durante el Cretaceo superior­Paleoceno (Jacay et aL. 2002) y que es de escala litosférica(Sempere et aL, 2002b). Ademas, los conglomeradosgruesos dei borde noreste de la cuenca Moqueguaevidencian la continuidad de la actividad de este sistemadurante el resta dei Paleogeno (Jacay et aL, 2002). Lasmarcadas variaciones de espesores y facies de las uni'dadesjurasicas (ver mas arriba) sugieren fuertemente que el SFIcontrolaba esta parte de la cuenca, funcionando comosistema de fallamiento mayormente normal 0 transtensionalen esa época. En conjunto, los datos disponibles en lazona de estudio indican que el Sistema de Fa lias Incapuquioconforma un e1emento estructural antiguo, de escalalitosférica, que estuvo activo desde por 10 menos el iniciodei Jurasico.

HlSTORJA GEOLOGICA DELA WNA DEESTIJDIO

Pese a que se carece de un estudio detallado deibasamento metam6rfico de Huacano, es probable que suorigen comparta puntos comunes con las rocasmetamôrficas de Belén (Norte de Chile) debido a sussimilitudes litol6gicas. En la zona de estudio, la iniciacion

36 Adan Pino, et. al.,

w E

Fig. 10: Ceomelrfade la Ullidad

Inll"/lsiva Llllla,emplazada ell laFOT/Ilacioll Sali

Francisco; nolesela l'Griacioll de

facies delllro deiinll"llsivo.

saarco volcanico

corteza continental(basamento metam6rfko)

dep6sitos continentalesy mannes someros

-SFI l:.'\

zona de esludio

NE

, - ocea~~ca./.·~e1,~ -~

,/ <,0///0-<,-0 manto

--....... .y.---- --- /-MOHO--- manto ----.1'/'/

1

Fig. Il: Esqllel/lapaleoleclonico (sinescala) dllrame el

Devoniano?­Misisipiallo, dOllde

se i/uslra el inicio delin proceso de

adelgazall1ienlolilOsférico,

generalldo lin riftincipieme.

Fig. 12: Esqllel11apaleoleC/onico (sinescala) dI/rallie el

illiervalo?ensilvaniano­

Triasico. ElVOllllllilioso

maglllalisllw basico(FlIIs JUllerala y

Chocolale) provienede ullafusioll pOl'cialdei //lal1lo, sllgiriendo

1111 proceso deadelgazal/lienlo

lilosférico as{ COIIIO lagelleracioll de 111/0

Cllellca I/Iurgillal l'Il

Ulla wlla IIbicadaII/as al suroesle.

NE

corteza continental(basamento metam6rfico)

• coladas de basalto (Fm Junerata)

depôsltos continentalesa marinas someros(Fm Machanl-GrupoAmbo)

Sistema de Falias Incapuquioso

posiciôn aproximada dei nivel dei mar

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

de la sedimentaci6n en el Devoniano 0 Carbonffero inferior(Formaci6n Machani) refleja forzosamente un cambionotable en el contexto tect6nico regional (Fig. 11), Ycabenotar que coincide practicamente con la final izaci6n, entre390 y 360 Ma (Devoniano medio a superior), de unepisodio metam6rfico en Belén (W6rner et al., 2000). En lazona de Belén. sin embargo, la sedimentacion se reanudomas tarde, aparentemente recién en el Carbonffero superior,con sedimentos clasticos marinos de poca profundidadque contienen braqui6podos (W6rner et al., 2000).

El perfodo comprendido entre -320 y 202 Ma(intervalo Pensilvaniano-Triasico; duraci6n: -120 Ma) secaracteriz6 pOl' la acumulaci6n de volûmenesconsiderables de rocas volcanicas mayormente basicas(Fig. 12). La observacion de lavas almohadi Iladas indicaque las coladas correspondientes se derramaron bajoagua. Este voluminoso magmatismo basico se interpretacomo producto de una fusion parcial dei manto pordescompresi6n, 10 que implica un contexto deadelgaza m iento litosférico. Ta 1 contex to fa voreci6 laerupci6n progresiva de grandes cantidades de lavas,puesto que la lit6sfera estaba adelgazandose. Loscontinuos esfuerzos de tension formaron fisuras en granparte dei basamento de la cuenca y especialmente en laszonas de mayor adelgazamiento. Estas fisuras fueronusadas como conductos por los magmas basalticos ycorticales. Los diques basicos presentes en el borde nortede la zona de afloramiento dei basamento metamorficorepresentan probablemente conductos dei magmatismoJunerata. Los intlusivos lriasicos dei Complejo Plutonicode Mal Paso fueron generados pOl' fusion cortical debidoa altos f1ujos de calor producidos por la intrusion en lacorteza de grandes volûmenes de magma basico. Dadoque un magma basico estancado en la corteza cristalizacomo gabro, las hornblenditas de la quebrada Chinchillanepodrfan haber resultado de este fenomeno.

La Formacion Junerata es importante para elentendimiento de la evolucion general de la regi6n puestoque su litologfa y espesor son caracterfsticos de unproceso de fusion mantélica de gran escala, quediffcilmente puede ser generado por un fen6meno que nosea un adelgazamiento litosférico. Tai proceso tect6nicotuvo que generar subsidencia en la zona donde sedesarrol16, 10 que esta reflejado por el espesor importantede la unidad y el hecho que pOl' 10 menos parte de ella fuederramada bajo agua. Esta evoluci6n se puede interpretarcomo el resultado de un proceso de rifling queprogresivamente dia lugar al desarrollo de una cuencamarginal (Figs. 11 y 12). Es importante destacar desde yaque la zona de estudio se ubica en 10 que era el margennoreste de esta cuenca marginal. Se recomienda realizaren la region costefia estudios estraligrâficos,sedimentol6gicos, y sobre todo geoqufmicos para evaluarsu posici6n tanto paleogeografica como paleotect6nica,y asimismo comprobar la hip6tesis de una cuenca marginal.

Dado la aparente ausencia de un hiatoestratigrafico importante entre el Grupo Ambo y la

TI

Formaci6n Junerata, se propone que el inicio dei procesodistensivo ocurri6 en el Paleozoico superior (Devoniano?o Misisipiano), es decir que el Grupo Ambo y la Formaci6nMachani representan la etapa inicial dei rifting (Fig. 11)evidenciado por la Formaci6n Junerata.

El intervalo Sinemuriano-Valanginiano (duracion:70 Ma) corresponde a la acumulaci6n continua dedep6sitos sedimentarios en este borde noreste, subsidente,de la cuenca marginal creada durante el intervalo anterior(Formaci6n Junerata). Este borde funcion6 "técnicamente"como un margen pasivo. La repartici6n de las facies y delos espesores en la zona de estudio demuestra que lacuenca profundizaba hacia el suroeste, y sugiere que elSistema de fa lias Incapuquio (SFI) ya estaba activo comosistema de fallamiento normal 0 transtensional (Figs. 13 y14). En efecto, la parte de la cuenca cubierta por la zona deestudio estaba aparentemente profundamente estructuradapor el SFI (Fig. 13):• el bloque ubicado al noreste deI SFI esta caracterizadopor facies siempre menos profundas que en los demasbloques;• el bloque ubicado el suroeste dei SFI esta caracterizadopor facies sistematicamente mas profundas que al noreste;• el rombo estructural que actualmente existe dentro deiSFI registra facies de paleoprofundidades intermedias (por10 cual se 10 puede denominar "bloque intermedio").

La topograffa generada por el fal lamiento normal(0 transtensional) activo a 10 largo dei SFI control6 engran parte hl distribuci6n de las facies sedimentarias, lacual fue influenciada en forma mucha menor por fen6menoseustaticos. El analisis sedimentol6gico y los ambientesreconstruidos manifiestan que una regi6n continentalemergida existfa al noreste de la cuenca. Intensos procesoserosivos continentales. en una regi6n alejada ubicada alnoreste, y submarinos generaron un gran volumen desedimentos, que se acumul6 en la cuenca gracias a susubsidencia.

La primera etapa dei funcionamiento de estemargen pasivo de la cuenca marginal es retlejada por laFormaci6n Pelado (Fig. 14), que corresponde a ladeposici6n de calizas en una parte distal de una plata formacarbonatada, como 10 sugiere la fauna relativamentepelagica que contiene (ammonites abundantes). Losdep6sitos turbidfticos presentes en la base de la Formaci6nPelado y la plataforma carbonatada distal evidenciada porla misma alcanzaron su mayor desarrollo en el bloquenoreste (40 y 438 m de espesor respectivamente, en lasecci6n dei Cerro Palquilla), mientras que en el bloquesuroeste hundido la sedimentaci6n de estos conjuntosfue mucho menor (1 Y25 m de espesor respectivamente, enla secci6n dei cerro Huanuane). Es probable que hacia elsuroeste no hubo sedimentaci6n de verdaderoscarbonatos, como 10 retleja su ausencia en la sucesi6nChocolate-Guaneros de la zona litoral. Esta notablevariaci6n de facies y espesores en tan s610 9 km dedistancia en direccion suroeste, indica una rapidaprofundizaci6n, corroborando asf la presencia de unapaleotopografia relativamente abrupta, que descendfa en

38 Adan Pino, et. al,

PalqUilla

dominio menos profundo(plataforma continental)

Ataspaca

Chulpapalca

CD secci6n estudiada CD secci6n con facies y espesor similar a la estudiada / fallas dei SFI

so NE

CDco Palquilla

200

Formaci6n Pelado

9km

Dcalizas_ conglomerados

yarenlscasbasaltos

Formaci6n Junerata

QOAmmos

Formaci6n 1

San Francisco

sentido de disminuci6n de los espesores formacionalesy deltamano promedio de grano

Dchert estratificado yareniscas muy finas

_ calciturbiditas

~ margas y calcilutitas

®Co Huanune2

Formaci6nSan Francisco 1(con sills de basalto)

B.Fig. 13: A. Parle de la cuenca eSlrllclurada por la dislribucion dei Sislema de Fal/as Illcapuquio, el cual flmCÎono como 1II1

sislema normal 0 IranslellsiOllal. La lopografia gellerada conlrolo en parle la dislribuciOIl de facies y espesores. B.Variacion de facies y espesores en lasfonnaciones Pelado y Sail Francisco a lravés dei Sislema de Fal/as Illcapuquio

(SFI), il//slralldo la dislrib/lciOIl de dominios presenlada en A

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

direccion aproximada suroeste. Las pocas medidasdisponibles de paleopendientes (slwllps) y paleocon'ientes(rizaduras) corroboran ademas un sentido depaleotransporte sedimentario hacia el suroeste.

La importante subsidencia tectonica de la cuencaocasiono una retrogradacion de las facies. En esta zonade la cuenca, se paso transicionalmente de unasedimentacion calcarea de profundidad mediana(Formacion Pelado) a una sedimentacion turbidftica distaly posteriormente a una sedimentacion pelagica(Formacion San Francisco), indicando que la profundidadaumento considerablemente en la cuenca durante elintervalo Toarciano superior - Aaleniano (Fig. 15). En elbloque intermedio, se registra una sedimentacion pelagicacalcarea, asf como pOl' 10 menos un nivel de condensacion.mientras que 2 km al suroeste. en el bloque suroeste, lasedimentacion pelagica es inicialmente netamente silfcea(cherts estratificados), La distribucion de los depositosde la Formacion San Francisco confirma pOl' 10 tanio quela profundidad de la cuenca aumentaba rapidamente haciael suroeste. Esta etapa de alta profundidad continuodurante la deposicion de los potentes espesores de lutitasnegras de la Formacion Ataspaca, con su fauna pelagicabentonica (posidonias de conchas muy delgadas) ynectonica (ammonites).

A partir dei Caloviano medio (parte media de laFormacion Ataspaca). se percibe una tendencia hacia unasomerizacion de la cuenca. que se confirma pOl' laprogradacion de facies arenosas deltaicas y/a de anteplayasobre las facies pelagicas anteriores expresada pOl' laFormacion Chachacumane (Fig. 16), La potente suces ion

39

de areniscas y lutitas depositada en este intervalo indicaque la subsidencia continuo en esta parte de la cuenca,aunque ciertamente en forma menos intensa que en elintervalo Sinemuriano - Batoniano. Esta inversion en laevolucion de la cuenca tal vez se debe también al notableaumento en los aportes detrfticos continentales, puestoque traduce una inversion dei balance entre subsidenciatectonica y aportes sedimentarios, Cabe su brayaI'. pOl' 10tanto, el contraste entre la unidad "somera" carbonatadadei inicio de esta evolucion (la Formacion Pelado), dondela fraccion detrftica era obviamente reducida, y la unidad<'somera" cuarzosa deI final (la Formacion Chachacumane).dominantemente compuesta pOl' una fraccion detrfticaarenosa, Evidentemente, la paleogeograffa continentaldurante el intervalo Kimeridgiano- Valanginiano estuvodominada pOl' sistemas de rfos que llevaban un abundantematerial clastico a la cuenca, a diferencia dei intervaloSinemuriano-Batoniano.

La evolucion registrada pOl' la suces ionsedimentaria jurasica-valanginiana en la zona de estudiose puede resumir pOl' 10 tanto en tres etapas:• La profundizacion progresiva de la cuenca correspondea la Formacion Pelado (Sinemuriano - Toarciano medio;-202-184 Ma, con una duracion de 18 Ma). Durante esteperfodo se depositaron facies en conjunto cada vez masprofundas. La superposicion de estas facies equivale auna transgresion de primer orden, que fue muyprobablemente producida pOl' el hundimiento tectonicode esta parte de la cuenca.• El perfodo de mayor profundidad, para esta parte de lacuenca, corresponde a las formaciones San Francisco y

NE

corteza continental(basamento metam6rfico)

• carbonatos (Fm Pelado)

• coladas de basalto (Fm Junerata)

dep6sitos continentales~ a marinos someros

(Fm Machani-Grupo Ambo)

Sistema de Fallas Incapuquio soposici6n aproximada dei nivel dei mar

Fig. /4: Esquema paleoreclonico (sin l'scala) duranle el il1lervalo Sinellluriano-Toarciano medio, marcado pOl' unaproJundizacion progresil'a de la cuenca (Formacion Pelado).

40

NESistema de Fallas Incapuquio-----

Adan Pino, et. al..

soposicién aproximada dei nlvel dei mar

corteza continental(basamento metam6rfico)

carbonatos (Fm Pelado)

coladas de basalto (Fm Junerata)

dep6sitos continentales~ a marinos someros

(Fm Machani-Grupo Ambo)

dep6sitos profundos

• lutitas negras pelagicas (Fm Ataspaca)

• calcilutitas pelagicas (Fm San Francisco)• con cherts estratlficados

manto

Fig. 15: Esquema paleoleclonico (sin escala) duranle el inlervalo Toarciano s/lperior-Caloviano inferiOl; el cual correspondioaleS/Gdo de mcnima profundidad de la cuenca

NESistema de Fallas Incapuquio

soposlci6n aproximada dei nlvel dei mar

corteza continental(basamento metam6rfico)

Q arenlscas y lutltas (Fm Chachacumane)

• lutltas negras pelaglcas (Fm Ataspaca)

• calcilutitas pelaglcas (Fm San Francisco)• lutitas con cherts estratificados

carbonatos (Fm Pelado)

• coladas de basalto (Fm Junerata)dep6sitos continentales

~ a marinos someros(Fm Machani-GrupoAmbo)

Fig. 16: Esquema paleoleclonico (sin escala) duranle el inlervalo Caloviano medio- Valanginiano, iluslrando la somerizacion de lacuenca por progradacion defacies aren05GS deliaicas ylo de anleplaya sobre facies pelagicas

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

Ataspaca inferior, es decir al intervalo Toarciano superior­Caloviano inferior (-184-162 Ma; duraci6n: 22 Ma); estamayormente marcado por lutitas negras espesas con faunapelagica (posidonias y ammonites). En el area de Arequipa,el perfodo de mayor profundidad corresponde a lasformaciones Socosani terminal, Puente y Cachfos inferior,es decir al intervalo Bajociano superior-Caloviano inferior(-172-162 Ma; duraci6n: 10 Ma), revelando que la regi6nde Tacna se hundi6 -12 Ma antes que la de Arequipa .• El inicio de la progradaci6n clastica es registrado por laspartes medias de las formaciones Ataspaca y Cachfos, yocurri6 aproximadamente en el Caloviano medio (-162-161Ma), tanto en el area de Palca coma en el area de Arequipa,coincidiendo en el litoral surefio con la reanudaci6n deuna actividad magmâtica basica. La somerizaci6n de estaparte. de la cuenca prosigui6 sobre todo durante lasedimentaci6n de la Formaci6n Chachacumane, con laprogradaci6n desde el noreste de facies clasticas cuarzosasorganizadas en secuencias estratocrecientes. En conjunto,el perfodo de somerizaci6n por progradaci6n desde elnoreste abarca el intervalo Caloviano medio - Valanginiano(-162-132 Ma; duraci6n de 30 Ma).

Alrededor de -132 Ma (Ifmite Valanginiano­Hauteriviano) se produjo un profundo trastorno en lacuenca, puesto que su parte estudiada empez6 a serinvadida por una sed imentaci6n volcanodetrftica desde eloeste 0 suroeste (Formaci6n Chulluncane, que incluyeademas derrames volcanicos, corroborando la cercanfa deun arco volcanico; Fig. 17). La discontinuidad litol6gica

41

Chachacumane / Chulluncane indica por 10 tanto eldesarrollo de un arco voicanico en las vecindades de lazona de estudio,

Es probable que este arco volcanico evolucion6hasta formar el arco que gener6 el Grupo Toquepala,contemplado deI punto de vista tanto volcanico comaplut6nico (batolito Yarabamba), y se plantea por 10 tanto laposibilidad que el magmatismo Toquepala se hayadesarrollado continuamente desde el Cretaceo inferior. Seconsidera generalmente que el Grupo Toquepala seextingui6 en el Eoceno inferior 0 medio (Clark et al., 1990),pero cabe notar que la actividad magmatica prosigui6durante el Eoceno medio a superior (-46-39 Ma) en unaparte reducida de la zona de estudio (unidad intrusivaChalla viento).

El arco volcanico mas reciente se desarroll6 en laporci6n tacnefia de la actual Cordillera Occidental, alnoreste de la zona de estudio, correspondiendo a lasformaciones Huilacollo (con una sola dataci6n, deIOligoceno medio) y Huaylillas (Mioceno inferior), y alGrupo Barroso (Mioceno superior a Reciente). Lasdataciones disponibles dejan la posibilidad que existi6 unadisminuci6n 0 detenci6n en la actividad volcanica en elMioceno medio. A partir dei Oligoceno, la mayor parte dela zona de estudio perteneci6 a la Ladera Pacffica de losAndes, siendo afectada por procesos de erosi6n ysedimentaci6n fundamentalmente controlados por elcrecimiento de la pendiente pacffica de la CordilleraOccidental.

NE SOarco volcanico activo~_.---

..----------------_.-------=-.-:...._.__.-_-_---;;I2Q§!c;:o""'sl'-''L-r.<6::On·-;:Ii!Q.[Ç::cr;-;;o=~r;;:m::::a:::lsL::ca'"''d;;;:!L_..1 n""jv:::;~""1,~el mar -::....-_-~~=__=_-_-~I

corteza continental(basamento metam6rfico)

O dep6sitos volcanodetrlticos(Fm Chulluncane)

areniscas y lutitas (Fm Chachacumane)

• lutitas negras pelagicas (Fm Ataspaca)

• calcilutitas pelagicas (Fm San Francisco)lutitas con cherts estratificados

• carbonatos (Fm Pelado)

• coladas de basalto (Fm Junerata)depésitos continentales

~ a marinas someros(Fm Machani·Grupo Ambo)

Fig. 17: Esql/ellla paleoteCfôllico (sill l'scala 1{{ partir dei ?Hallleril'iallo, lIIarcado pOl' el desarrollo de 1/11 arco l'olcGllicol'II las \·ecilldadc.1 de la :olla de esllidio

42

CONCLUSIONES

Sintesis

La historia geologica regional fue dominada pOl'el desarrolJo de un proceso de rifting de trasarco a partirdei Paleozoico superior. La identificacion de este procesoes Lina clave fundamental para explicar la acumulacionposterior de una espesa suces ion volcanica y sedimentaria.La actividad dei magmatismo Junerata, la rapidaprofundizacion de las facies en direccion suroesteregistrada en las formaciones Pelado y San Francisco, y elconsiderable espesor que presentan las unidades de edadPaleozoico superior a Cretaceo inferior, son claros indiciosdei desarroJlo de un cuenca muy subsidente en el extremosur dei Peru. Un proceso de rifting también puede explicarla deposicion de la Formacion Machani y dei Grupo Amboregistrados en el area de Huacano: en efecto, es logicoconsideraI' que estos depositos mayormente continentalesrepresentan los primeros sedimentos acumulados en laetapa incipiente dei proceso de rifting, que en este casa sehabrfa iniciado en el Devonico 0 Misisipiano.

Siguiendo esta hipotesis, la evolucion geologicareconstruida en la zona de estudio se puede resumir de lasiguiente manera:• Un proceso de adelgazamiento litosférico se inicio en elPaleozoico superior (Devoniano 0 Misisipiano inferior).En su etapa incipiente el rifting produjo grabenes dondese depositaron la Formacion Machani y el Grupo Ambo.• En el Pensilvaniano, el adelgazam iento 1itosférico alcanzoun estado suficiente para producir cantidadesconsiderables de magma basico, coma 10 evidencian lasnumerosas coladas basalticas de la potente FormacionJunerata. Es probable que este proceso mantélico. comamanifestado por este abundante magmatismo que duropOl' 10 menos 120 Ma, llego a creaI' una cuenca marginal.• En la zona de estudio, que se encontraba sobre el bordenoreste, "pasivo", de esta cuenca marginal, el procesoefusivo termino en el Jurasico basal, mientras prosiguio enareas ubicadas mas al sur (en Arica existen lavasaJmohadi Iladas calovianas; Douglas, 1920).• Entre el Sinemuriano y el Valànginiano, la zona de estudioera parte dei margen continental subsidente, de tipo pasivo,de la cuenca marginal. Ahf se acumulo una potente seriesedimentaria, que registra una profundizacion durante elintervalo Sinemuriano-Toarciano medio, un estado decuenca profunda dei Toarciano superior al Calovianoinferior, y una somerizacion pOl' progradacion clasticacuarzosa, desde el noreste, a partir dei Caloviano, hasta elValanginiano.• Aproximadamente a partir dei Hauteriviano, el registroestratigrafico indica el desarroJlo de un arco vo1canico enlas cercanfas de la zona de estudio.• Un arco volcânico ocupo el area de estudio durante laépoca Toquepala (Cretaceo inferior 0 superior - Eocenomedio 0 superior). El arco estuvo ubicado en la actualCordillera Occidental pOl' 10 menos a partir dei Oligocenomedio.

Adan Pino, et. al.,

El sistema de fallas Incapuquio y Challavientoestructuro la parte de la cuenca que corresponde a la zonade estudio, probablemente desde la iniciacion dei rifting.Esta deduccion plantea la posibilidad de que este sistemaes mucho mas antiguo que 10 que se ha considerado hastala fecha. El eje de la cuenca se ubicaba al suroeste de lazona de estudio y tenfa probablemente una orientacionnoroeste-sureste, paralela a la deI sistema de fallas syn-riftregistrado tanto en el area de Arequipa, coma en la zonade estudio (Sistema de Fallas Incapuquio y Challaviento).

Comparacion con el area de Yura (Arequipa)

La informacion sintética referente a este area fuepublicada pOl' Vicente (1981), Vicente et al. (1982) y Vicente(1989). La estratigraffa mesozoica dei area de Arequipapresenta similitudes con la de Mal Paso - Palca (Salinas,1985; Monge & Cervantes, 2000). El espesor de laFormacion Chocolate s.s. y la abundancia de rasgossinsedimentarios extensionales en las formacionesSocosani y Puente dei area de Yura reflejan una importantesubsidencia tectonica, al igual que en la zona de estudio.POl' ejemplo, la Formacion Socosani de Arequipa, que ensu mayor parte se deposito en una plataforma carbonatadarelativamente somera, muestra pruebas de una notabletectonica d istensi va acti va durante su sedimentacion, quegenero rapidas variaciones de facies y espesor (Vicente etal.,1982).

La estratigraffa en el borde noreste de la Cuencade Arequipa (sectores de Yura, Chapi, La Capilla y MalPaso-Palca) presenta una evolucion vertical parecida,presentando algunas variaciones laterales en facies yespesores. Cerca de Arequipa, el conjunto progradanteformado pOl' las formaciones Labra, Gramadal y Hualhuani(Oxfordiano-Neocomiano) equivale claramente a laFormacion Chachacumane de la zona de estudio; presentaen gran parte facies de poca profundidad pese a registraI'una resaltante potencia, poniendo de manifiesto laimportante subsidencia de esta zona de la cuenca, yplanteando la cuestion dei balance entre la tasa desubsidencia y la tasa de sedimentaciOn.

Todos los trabajos referentes al Mesozoico deisur dei Peru contemplan la existencia de un arco volcanicohacia el suroeste, y pOl' 10 tanto un contexto desubduccion, coma fue comprobado pOl' Romeuf et al.(1995). Siguiendo las sugerencias de Vicente et al. (1982),Sem pere et al. (2002a) propusieron que la Cuenca deArequipa se origino pOl' un proceso de adelgazamiento1itosférico de tipo rifting que probablemente se desarrolloen un contexto de trasarco distensivo. El adelgazamientolitosférico parece haber culminado en el Bajociano superior- Caloviano inferior (-172-162 Ma), época de maximaprofundidad de la cuenca.

Evolucion deI margen occidental de Sudamérica(Gondwana)

El estiramiento dei margen continental de

Paleozoico superior a Cretaceo inferior de Tacna

Gondwana occidenlal duranle el inlervalo Pérmico superior- Jurasico medio genero una serie de cuencas alargadas delipo rift, con una orienlacion general SE-NO, a 10 largo de10 que hoy en dia es la Cordillera de los Andes. Por ejemplo,un sistema de rift se desarrollô entre el Pérmico superior y

el Jurasico media en la CordillerJ Oriental dei Peru y BoliviJ(Kontak el al.. 1985; Sempere el al.. 2002a, 2004 [estevolumenj). Las cuencas La Ramada y Mendoza-Aconcagunubicadns en el exlremo sur de los Andes Cenlrales (limiteChile-Argentina) son de tipo Iï/i y se formaron durante elTri<isico superior - Jurasico inferior (Alvarez et al.. 2002),lambién durante el adelgazamiento 1itosférico coetilneo deiborde oeste de ln Gondwnna.

El presente estudio permile ex tender el periodode adelgazamiento litosférico al Pnleozoico superior, dadoque no parece existir un hiato cronol6gico entre el GrupoAmbo observable en Mal Pnso y la sobreyacenteFormacion Junerata. Por 10 tnnto. el estiramiento al cualfue sometido el margen occidental de Gondwana se habriainiciado en el Devoniano superior 0 Misisipiano,produciendo la deposici6n de estratos sedimentarios enuna cuenca ubicada a 10 largo de la costa sur deI Peru(como pmecen confirmarlo estudios en curso en Pocoma,Cocachacra, Chira, Ocona, Atico. Puerto Viejo. Paracas).

REFERENCIAS

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Cnbe destncar que dur<lnle el Misisipinno (GrupoAmbo) Peru es!Uvo afectado por fen6menos eXlensionaleso lmnslensionales que generaron fallamienlos normales y

~reas de subsidencia, donde se <Icumularon sedimentosc1~sticos fluviatiles y dellaicos (Palacios, 1995). Estaconclusiôn esta de acuerdo con el regiSlro de unmagmatismo misisipiano en v<lrias zon<lS de la Cordiller:lOriental dei Peru (Jacay el al., 1999), la cual fue el Silio deun notable proceso de riftillg n pnrtir dei Pérmico superior(Sempere et al., 2002a, 2004 [este volumenJ).

AGRADECIlVIIENTOS

Este trabajo ha sido realizado en el marco deiConvenio firmado entre el Institut de Recherche pour leDéveloppement (I.R.D.) de Francia y ln UniversidadNacional Jorge B<lsndre Grohmann de Tacna, representadapor su Escueln de Ingenieria Geol6gica - Geotecnia(Facultad de Ingenierfa). Agradecemos a Jorge Acost<l,Cnrlos Barranles, Conrado Bedoya, Salomé Bedoya, JoséBerrospi. Rubén Cahuana. Tony Canqui, Wilber Chambi,Alexander Flores, M<lnuel Lara, Gilmer Mamani, RenéMarocco, Roxana Quispe, Arturo Ramos, Sandr<l V<lldivia,y Enzzo Viacava, por su colaboraci6n en el campo.

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