SÍNTESIS ESTRATIGRÁFICA DEL CRET~CEO yPALEÓGENO DE LA CUENCAORIENTAL DEL PERÚ

Etienne JaiJIardcon la colaboración de

Percy Álvarez, Rolando Bolaños,Joaquín Gerrkio, Miguel León,

Osear Miró Quesada,Medardo Paz y Ada Tarazana

Capítulo 1 - Presentación

L MARCO DEL CO~l'El'I~O ORSfOM-PETROPERÚ

1. Marco institucionalEl correspondiente convenio de cooperación

técnica fue firmado en agosto de 1992 por elDirector General del ORSTOM, Dr. Gérard Winter,yel Gerente General de PETROPERÚ, Ing. AntonioDuthurburu. Este convenio, renovable porperíodos de un año, tenía una duración inicial de18 meses.

2. Actividades previstasEl ORSTOM se comprometió a designar geólo­

gos que participen en el proyecto bajo la forma deestadías de 10 a 20 días, 2 ó 3 veces al año. Se tratóde dos sedimentólagos especializados en los de­pósitos y la geodinárnica de las cuencas andinas, yde un tectonísta, especializado en el análisis es­tructural geométrico de las cuencas subandinas.Ellos fueron respectivamente: el Dr. René Maroccoespecializado en el Neógeno andino, el Dr.Etienne Iaillard, especializado en el Cretáceo y Pa­leógeno de los Andes, y el Dr. Patrice Baby, espe­cializado en cortes balanceados.

Además, estos especialistas dietaron cursos oconferencias sobre temas de su especialidad y deinterés para los profesionales de PETROPERÚ loque venían haciendo ya desde agosto de 1991,' demanera informal.

Finalmente, los coordinadores y participantesdel convenio decidieron contratar a estudiantesperuanos para llevar a cabo estudios en el marcodel proyecto. Ellos obtuvieron una beca de partedel ORSTOM y trabajaron en los locales dePETROPERÚ bajo la dirección conjunta de profe­sionales de esa institución y geólogos delORSTüM para, al término de su trabajo, defenderuna tesis de ingeniería;

Se trató de Carlos Contreras (Universidad

Nacional Mayor San Marcos, Lima) que estudió lasubsidencia de la cuenca oriental durante el Cretá­ceo y el Terciario, bajo la dirección de E. jaillard,R. Marocco y M. Paz, y de Willy Gil (UniversidadSan Antonio Abad, Cuzco) que reconstruyó unasección estructural E-O en la parte Norte de lacuenca, bajo la dirección de P. Baby y M. Paz.

3. Objetivos y ubicación

3.1. ObjetivosEl convenio tiene como objetivos la reinterpre­

tación estratigráfica, sedirnentológica y tectónicade la cuenca oriental peruana. Estos trabajos resul­tarán en una síntesis geológica actualizada, quepermitiría a PETROPERÚ determinar nuevas áreasmétodos y objetivos de prospección petrolera. '

En una primera etapa, dichos estudios desem­bocarán sobre una síntesis estratigráfica, sedímen­tológica y paleogeográfica de la cuenca oriental,que-permitirá la reconstrucción de su historia geo­dinámica.

En una segunda etapa, los estudios estructura­les llevarán a proponer un modelo de evolucióngeométrica y cinemática del frente andino.

3.2. UbicaciónEl área estudiada cubre la parte norte de la

cuenca oriental peruana. y concierne .las cuencasSantiago, Marañón, Huallaga y Ucayalí. Sin em­bargo, queda entendido que se efectuarán compa­raciones y correlaciones con regiones vecinas, conel fln de definir las secuencias, precisar el am­biente sedimentario y la edad de los estratos y delos eventos tectónicos, e integrar la evolución de lacuenca oriental a un marco regional.

rr, PRESENTAOÓN DE ESTE INFORME

1. Presentación de la memoriaEl estudio a cargo de Etienne jaillard consiste

3

en la síntesis y reinrerpretación de la estratigrafía,sedírnéntología, evolución paleogeográfica y tectó­nica de la cuenca oriental durante el Cretáceo y elPaleógeno, La presente memoria constituye la pri­mera parte de este trabajo, es decir la síntesis es­tratigráfica de las series cretácicas y paleógenas delOriente peruano.

Este trabajo comprende dos partes. La primerasintetiza el estado de! conocimiento de la estrati­grafía de la cuenca oriental, y presenta los princi­pales datos que serán utilizados en los capítulossubsiguientes. La segunda parte consiste en la dis­cusión de algunos problemas estratigráficos plan­teados por la serie de la cuenca oriental y concluyecon la propuesta de un nuevo marco estratigráfico.

2. Origen de los datosEl presente estudio está basado en tres tipos de

datos diferentes.

a) Estudios bio-estratigráficos de la cuenca orientalLos resultados de los trabajos bio-estratigráfícos

anteriores constituyen la base de la discusión pre­sentada, siendo la paleontología la base de cual­quier análisis estratigráfico.

Los antiguos trabajos consisten generalmenteen secciones de campo levantadas y muestreadaspara la macropaleontología, y se encuentran publi­cados en revistas especializadas (en su mayoría enel Boletín de la Sociedad Geológica del Perú).

Los estudios recientes son por lo general estu­dios rnícropaleontológícos de muestras de pozo ode' secciones de campo y fueron proporcionadospor los archivos de PETROPERÚ (informes inter­nos inéditos). los datos de pozos proporcionadospor esa entidad e incluidos en el. presente estudioson (figura 1):• Cuenca Marañón: Jíbaro IX, Chapulí. IX, Cham­bira 123X, Yanayacu 27X, Cuinico Norte, Tanga­rana. 4X y Valencia (Valencia 41D para la rnicropa­leontología, Valencia 25X para el registro de pozo);• Cuenca.Santiago: Dominguza 1;• Cuenca Ucayalí: Aguaytia 3X, Huaya 3X, LaFrontera 3X y (más al Sur) Oxapampa 7-L

Además, se utilizaron los datos bioestratigráfi­cos de los siguientes pozos y secciones:• Marañón: Nanay 26x, Ungumayo IX, Mahuaca3X y el registro del pozo Marañón 110-1;• Santiago: Pongo de Manseríche;• Huallaga: Pongo de Tiraco;• Ucayalí: río Cushabatay,Madre de Dios: Pongo de Mainique, río altoInambari,

b) Trabajos bio-estratigrdficos publicados sobreregiones vecinas

Desde hace 25 años, y más específicamente enlos últimos 12 años, los geólogos del ORSTOM

concentraron su trabajo de campo en las seriescretácicas y terciarias de los Andes del Perú, deBolivia y del Ecuador. Además, desde hace pocotiempo, están estudiando la evolución sedimenta­ria y tectónica del Oriente del Ecuador y de Boli­via. Por lo tanto, han alcanzado un buen conoci­miento de la bibliografía, los afloramientos, la evo­lución sedimentaria y el marco geodinámico delmargen andino.

Los datos publicados sobre estas regiones sonelementos importantes de comparación y correla­ción, para precisar o afinar las atribuciones estrati­gráficas, las interpretaciones sedirnentológicas y elanálisis paleogeográfico y tectónico. Se deben te­ner en cuenta para entender la historia de lacuenca oriental en un marco más general.

3. Métodos de estudio

a) SintesisbíbliográficaTodo trabajo de síntesis tiene que tener en

cuenta los datos relevantes ya publicados sobre eltema. Estos fueron reunidos, ordenados, compara­dos; seleccionados y criticados, con el fin de pre­cisar la crono-estratigrafía de la cuenca oriental.

b) Calibración de las biozonas paleontológicasLos trabajos estratigráficos llevados a cabo en

los Andes para el Cretáceo conciernen principal­mente el estudio de los arnonítes, que siguensiendo la referencia en términos de estratigrafía delMesozoico. La. comparación de las escalas crono-es­tratigráficas con base en amonites, con las bíozonasmicropaleontológicas establecidas en e! Oriente,resultaría en la calibración de ambas. escalas.

Por esta razón, se ha iniciado una revisión delos arnonítes cretácícos conservados en las colec­ciones y museos de lima. Hasta ahora, el proyectoes financiado conjuntamente por el Instituto Fran­cés de Estudios Andinos (IFEA), el ORSTOM y lasUniversidades de Grenoble (Francia) y Heidelberg.(Alemania). los paleontólogos involucrados son elDr. Luc Bulot (Universidad de Grenoble), especia­lista de los amonites del Cretáceo inferior, y elPro­fesor Peter Bengtson (Universidades de Uppsala yHeidelberg), especialista de los arnonites del Cre­táceo superior. PETROPERÚ participó, facilitandoen préstamo los arnonites de la sección del Pongode Rentema.

e) Correlaciones secuencialesA pesar de que el análisis y las correlaciones

secuenciales pertenecen ya al campo de la sedí­mentología, esta herramienta. es fundamental paralas correlaciones estratigráficas, y permitió desdeya precisar claramente el marco estratigráfico ge­neral de las series andinas (véase, por ejemplo,jaiilard y Sempéré, 1989; Marocco et al., 1994).

COLOMBIA

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Puerto Maldonado~ \ .

Fig. 1 - Ubicación del área de estudio, de los pOZOS estudiados y de las principales localidades citadas en el texto

Además, la aparición del concepto de estrati­grafía secuencial (Vail et al., 1977, 1987) puso demanifiesto que tanto la sedirnentología como lapaleontología están genéticamente controladas demanera dinámica por las variaciones eustáticas quedan lugar a eventos sedimentarios y biológicos sín­cronos a escala global (Haq et al., 1987). Por lotanto, no se puede llevar a cabo un análisis estra­tigráfico sin tener en cuenta la evolución sedimen­taria, aunque se la aborde en sus grandes rasgos.

4. Marco geológicóEl área de estudio es parte del margen activo

andino, que experimenta la subducción de la placaoceánica paleo-pacífica, por lo men.0s desde el ju­rásico (Mégard, 1978; Jaillard et al., 1990). Durante'el Cretáceo, el margen comprende 4 zonas paleo­geográficas. .

La zona costera, mal conocida, se individualizaa partir del Albiano, con el desarrollo de- un pa­tente arco magmátíco, Emerge probablemente enel Cretáceo superior-Paleógeno,

La cuenca Oeste peruana constituye la parte'distal del margen. Está caracrerizada por una sub­sidencia importante que permite el depósito depotentes series marinas bien datadas medianteamonites. Emergió en el Cretáceo superior (SurPerú) o en el Paleógeno.tNorte).

El umbral mediano (geanticlinal del Marañón delNorte, eje Puno-Cuzco del Sur del Perú) es una zonapositiva que separa las cuencas Oeste y Este pe­ruanas. Lo constituye la cordillera oriental del Nortey centro, y el Sur del Altiplano del Sur de} Perú.

La cuenca Este peruana u Oriente, objeto delpresente estudio, se extiende hasta el Ecuador yBolivia, y hasta los escudos de Brasil y Guyana ha­cia el Este. Se caracteriza por una sedimentación

Capítulo II

Síntesis de los trabajos. anteriores

l. INTRODUCaÓN

La cuenca oriental del Perú ha sido exploradadesde principios de este siglo, por geólogos sobretodo alemanes y norteamericanos..La mayoría ve­nía para la exploración petrolera; y se interesaronprincipalmente en la serie del Cretáceo y Terciarioinferior. Sin embargo, otros, como Bassler, vinie­ron por pura: afición. Posteriormente, el descubri­miento de campos: petrolíferos productivos incen­tivó el estudio más detallado de las series atrave­sadas por los pozos perforados "especiálmeritéénlas cuencas Marañón y Ucayali, y de las secciones

Fig. 2 . Mapa esquemático de ubicación de la cuencaoriental peruana y de las subcuencas

mixta, marina Y deltaica o continental y una subsi­dencia menor que en la cuenca Occidental. Las se­ries .• se acuñan y traslapan hacia el Este con eltranscurso del tiempo. La sedimentación es mayor­mente' marina durante el Cretáceo, y se producendelgadas transgresiones marinas hasta el Miocenoinferior:' .

de campo de las cuencas Huallaga y Santiago. Esteperíodo de exploración geológica puede ser divi­dido en varias épocas caracterizadas por métodose instrumentos de investigación diferentes. La va­riedad de los fósiles estudiados, así como los nu­merosos cambios de facies y la inmensidad delcampo de estudio llevaron a nomenclaturas loca­les, asignaciones de edad imprecisas y correlacio­nes' dificiles y a veces contradictorias.

El objetivo de este trabajo es efectuar una sín­tesis bibliográfica de los datos existentes sobre laserie del Cretáceo y Paleógeno, criticar las atribu­ciones estratigráficas conocidas en función delrango de las diversas familias de fósiles, proponernuevas correlaciones bíoestratigráficas basadas en

. el análisis' secuencial y el conocimiento de regia- .nes vecinas (Andes y altiplano peruanos, Oriente:

ecuatoriano) y finalmente hacer recomendacionespara alcanzar un mejor conocimiento de laestratigrafía del Cretáceo y Paleógeno de la cuencaoriental peruana.

n. TRABAJOS ANTERIORES

1. Los años 1920-1950: la macropaleontologíaLos primeros trabajos publicados sobre la geo­

logía mesozoica del Oriente peruano fueron estu­dios paleontológicos y estratigráficos basados en e!estudio de la macrofauna, principalmente; amoni­tes para el Cretáceo y moluscos para el Tercíario(Singewald, 1927, 1928; Steínrnann, 1929, Morán yFyfe, 1933; Wasson y Sinclair, 1923) aunque tam­bién paleoflora (Berry, 1922). Esta época culminócon trabajos de referencia que describen los.fósiles­encontrados, las secciones detalladas levantadas,definen una nomenclatura estratigráfica de la seriecretácica oriental y establecen listados de los fósi­les encontrados en cada unidad sedimentaria reco­nocida (Kummel, 1946, 1948; Heim, 1947; Rüegg,1947; Rivera, 1949; Williams, 1949; Rosenzweig,1953; Ducloz y Rivera, 1956; Rivera; 1956; Zegarra,1964; Willard, 1966). El mismo tipo de evoluciónllevó a extensas síntesis paleontológicas y estrati­gráficas en la cuenca oriental de Ecuador(Tschopp, 1948, 1953), en los' Andes' peruanos(Newell, 1949; Benavides , 1956a, 1956b, 1962;Wilson, 1963) y en el resto del Perú (Iddings yOlsson, 1928; Lisson, 1942; Lisson y Boit, 1942;Olsson; 1944; Myers, 1975, 1980).

2. Los años 1950-1960:el inicio de la micropaleontologíaEn los años 1950 Y 1960, el inicio de los traba­

jos de perforación en la selva peruana; así como e!estudio más avanzado de la estratigrafía de los An­des peruanos llevaron al desarrollo de la mícropa­leontología.

2.1. Las carofitasLos primeros trabajos importantes fueron estu­

dios de las carofitas (oogonios de algas de aguadulce), que constituyen un intrumento estratigráficoirremplazable en los depósitos en su mayoría con­tinentales del Cretáceo superior y del Terciario(Peck y Reker, 1947; Newell, 1949; Rivera, 1961;Koch y Blissenbach, 1%2a, 1962b; Fyfe, 1962;Grambast et al., 1967). Tal instrumento fue luegodesarrollado en la cuenca oriental por los rnícropa­leontólogos de PETROPERÚ (Gutiérrez, 1975, 1982)y en los Andes por paleontólogos franceses(Grambast et al., 1967; Grambast in Mégard; 1978).Sin embargo, la nomenclatura taxonómica de lascarofitas ha sido profundamente revisada en los úl­timos años, y revisiones -bioestratigráficas están encurso de publicación, en su mayoría basadas enafloramientos ubicados en los Andes (Mourier et al.,1988; Feist et al., 1989;Jaillard et al., 1993a, 1993b).

2.2. Losforaminiferos y radiolariosEl estudio de los forarniníferos y radiolarios en

los depósitos del Cretáceo y del Terciario inferiorde la cuenca oriental no arrojó resultados muy sa­tisfactorios, ya que el ambiente de depósito fuesiempre marino somero, deltaico o continental, nopermitiendo el desarrollo de una microfauna pelá­gica variada. Sin embargo, cabe mencionar algu­nos trabajos rnicropaleontológicos que aportaronimportantes precisiones estratigráficas, como el deFaucher et al. (971) en la zona subandina ecuato­riana. En los sedimentos de! Cretáceo superior-Pa­leógeno en cambio, los forarniníferos bentónicoshan podido ser utilizados no tanto para dar unaedad absoluta a las formaciones, sino para caracte­rizar el ambiente y establecer una zonación bío-es­tratigráfica relativa (zonas de Ammobaculites,Tschopp, 1953; Gutiérrez, 1982, por ejemplo);

Como culminación de dicha época se puedenmencionar las síntesis publicadas por Rodríguez yChalco (975), o las presentadas por Pardo y Zúñiga(976) y Seminaro y Guizado (976) en el IDCongre­soLatinoamericano de Geología en Caracas en 1973.

3. Los años 1970-1990: la micropaleontologíaadaptada a la geología petroleraEl inicio de la explotación petrolera intensiva

en la-cuenca oriental peruana incentivó los traba­jos de micropaleontología moderna, con el estudiode los palinomorfos, los nanofósiles calcáreos y losdinoflagelados.

Dichos trabajos fueron llevados a cabo exclusi­vamente por compañías petroleras y empresasconsultoras, y la mayoría de los resultados no apa­recen publicados en revistas especializadas__ Entreestos trabajos, podemos mencionar: Álvarez,1979;Robertson Research, 1981; Müller y Aliaga, 1981;Gutiérrez, 1982; Tarazana, 1985; Gamarra y Aliaga,1985; Robertson Research, 1990).

En la misma época, e! interés por la petrografíasedimentaria y la geometría -de los cuerpos sedi­mentarios controlada por los medios de depósito,llevó al desarrollo del instrumento sedimentológicaen los estudios geológicos del Oriente (So[O, 1979;Azálgara, 1983; Robertson Research, 1981, 1990;Vargas 1988; Salas, 1993). Este método perrniteprecisar o afinar las correlaciones bioestratigráficas _mediante el reconocimiento de las discontinuida­des, el análisis secuencial y los modelos genéticosde la estratigrafía secuencial.

III. LOS PRINCIPALES MODELOSESTRATIGRÁFICOS- ANTERIORES

1. La.estratigrafía deKumme1 (l948)Kummel (948) sintetizó los resultados, de su

propio trabajo en la parte Norte de-la cuenca de Uca­yali (zona de Contarnana) , y los de los' autores an­teriores, y propuso una nomenclatura estratigráfica

Sin embargo, las determinaciones paleontológi­cas y las atribuciones crono-estratigráfícas tendránque ser revisadas. Por otro lado, la nomenclaturaha sido ligeramente modificada para respondermejor a la utilización geológica, y las interpretacio­nes sedímentológícas han sido considerablementemejoradas por la aparición de los modelos sedí­menrológicos modernos y la multiplicación de losdaros de campo y de subsuelo.

2. la estratigrafía. de Koch YBlissenbach (1962)Koch y Blissenbach 0962a, 1962b) efectuaron

un trabajo paleontológico basado en carofitas en lazona de Pucallpa y Contarnana (cuenca Ucayali) yestablecieron un estratigrafía derallada. del Cretá­ceo superior-Terciario inferior (figura 5) que, a pe­sar de necesitar una revisión de las determinacio­nes -y atribuciones de la paleoflora, sigue siendouna referencia. .

Para Koch y Blissenbach (962), pobre las luti­tas marinas de la Fm. Chonta yace en concordan­cia la Fm. Areniscas de Azúcar que comprendecuatro unidades sedimentarias (figura 5): (1) are­niscas conglomerátícas litorales; (2) lutitas oscurasmarinas a salobres; (3) limolitas margosas rojascontinentales, más calcáreas en la base; y (4) are­niscas conglomeráticas. La microflora encontradafue atribuida al Cretáceo superior. Las 4 unidadesdefinidas se correlacionan respectivamente con lasformaciones Vivián, Cachiyacu, Huchpayacu yCasa Blanca de Kummel (948).

. La Formación Sol sobreyacente.cornprende a suvez tres unidades (figura 5): (1) limolitas margosasrojas continentales con carofitas asignadas al Cre­táceo terminal; (2) lutitas rojas duras con concre­ciones, sin carofitas; y (3) margas' y limo litas rojasque pasan' hada 'eltope a calizas margosas lacus­tres, con carofitas atribuidas al Terciario. Koch yBlissenbach (962) correlacionaron la Fm. Sol con

la Fm. Yahuarango de Kummel (948).El Grupo Contamana fue dividido en 3 unidades

(figura 5): (1) La Formación Contamana 1 consisteencapas rojas finas, separadas por un horizonte dearcilla dura, erosionada por un nivel constante deareniscas. (2) La Formación Contamana II es undelgado nivel marino margoso con lurnaquelas deostreas, ostrácodos y gasterópodos, correlacionadocon la Formación Chambira (Kummel, 1948) y laFormación Pozo, considerada entonces como delOligoceno (Williams, 1949). (3) La Formación Con­tamana III consiste en capas rojas fluviátiles que sediferencian de las de la Contamana 1 por ser másgruesas y tener estratos más espesos.

A pesar de atribuciones crono-estratigráficasahora obsoletas, la biozonación de carofítas defini­da sigue siendo .~tilizada, y este trabajo constituye.une modelo de precisión estratigráfica.

3. El establecimiento de bíozonas.micropaleontológicas: de Seminario yGuizado (1976) aMül1er y Aliaga (1981)Las síntesis bio-estragráficas de Seminario y

Guizado (976), Robertson Research (981), Müllery Aliaga (981) y Gutiérrez'(982) retoman la no-'menclatura de Kurnrnel. (948), elevando a.la For­mación .Oriente al rango de Grupo, y a los miem­bros constituyentes- al rango de formación (figu­ras 3 y 6). Seminario y Guizado (976), basándoseen los trabajos pioneros de Elsik: 0964, 1966),Brenner (1968) y Lammons (968) no precisaronlas atribuciones estratigráficas anteriores, pero pro­pusieron' una primera zonación bio-estratigráfica

. para los depósitos del Terciario.La biozonación palinológica preliminar de

Seminario y Guizado (1976) para el Terciario fuecompletada y precisada por Robertson Research(981), a través del estudio de la sección delPongo de Manseriche y de los pozos de-Belén;

sin fósiles

TERCIARIO,INFERIOR

CRETÁCEO

~UPERIOR

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..:·.. -:.. -: .. ·::·::·:.. -: .. ·:.. -: .. ,.:·::·:.. Areniscas de Azucar1 : :......................... , :~::·::::::::::::~:::::::~:::r:::?::::~::~:::::::::::::::::::::::::~::::::::/:::~:..::.::..::.::..::.:::::::.::::"::'::<:'::'::'::"::':::::'::'::'::";":::::':::::':::::.::::::::}:::::::~}.::..::..:::::..:::::..~..::..:::::">::"::"~"::"\:"::':::::":::::":::::":::::":::::"::"~"::"::"::"::~}

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Fig.5 - Esquema estratigráfico y sedimentario de las-« Capas rojas _delCletáceocsuperior yTerciario inferior enla zona de Contamana, según Koc.hy Blissenbach(1962)

Corrientes, Ungumayo, Yánez, Yarina y Santa Lu­cía de la cuenca Marañón, y Tiruntán de la cuencaUcayali.

MüUer y Aliaga (981) definieron una biozona­ción para el Cretáceo, basándose en el estudio de lassecciones del Pongo de Tiraco (límite de las cuencasHuallaga-Marañón), río Cushabatay (cuenca Ucayali),

Pongo de Manseriche (límite cuencas Santiago-Mara­ñón), y de los pozos Huasaga, Valencia, Nahuapa yPuruime de la cuenca Marañón (figura 6),

Dichos estudios permitieron a Gutiérrez (982)calibrar la zonación de carofitas y foramíníferos esta­blecida con base en el estudio de numerosos pozosy secciones en toda la cuenca oriental (Gutiérrez,

RobertsonResearch, 1981

Seminario y• Guizado, 1976

Müller y Aliaga, 1981Gutiérrez, 1982

ostrácodos

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Pozo

Chambira

Cachiyacu?

hHexaporotricolpites emilianovi

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Pozo Verrucatosporites usmensisMonoporites annulatusNitellopsis'supraplana

Yahuarango Sphaerochara spp.

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Chambira

HuchpayacuSphaerocharabrewsterensis

Eoceno

Mioceno

Oligoceno

Aptiano

Albiano

Turoniano

Paleoceno

Santoniano

Coniaciano

Neocorniano

Júrasico supo

Cenomaniano

I Maastrichtiano ~~~~~~'?7]

Campaniano

Fig. 6 - Nomenc1aturas,estratigrañay bíozonacíones de la serie del Cretáceo- Terciario del Oriente peruano,por Seminario y Guizado (1976),Robertson Research (1981)y Müllery Aliaga (1981) con Gutiérrez (1982)

1975). Los datos expuestos a continuación pro­vienen de dichos trabajos.

3.1. Formación CusbabatayLa.mmons (968) determinó helechos del Jurá­

sico en la Formación Sarayaquíllo, y palinomorfosdel Albiano en la Formación Cushabatay (Pongode Tiraco), siendo probable una edad neocomianapara su parte inferior (Seminario y Guizado, 1976).

En la Formación Cushabatay de la parte occi­dental de la cuenca Marañón, Mül1ery Aliaga (981)identificaron dos biozonas. La biozona inferior deDicbeiropollis etruscus, con Cayumipollenitespalidus, Zonalapollenites y un predominio deClassopolis spp. caracteriza al tercio inferior de laformación (Gamarra y Aliaga, 1985; Tarazona, 1985).Data del Berriasiano según Müller (981) y Gamarray Aliaga (985), del Neocomiano según Aliaga(981), y del Valanginiano inferior a medio segúnTarazona (985). Indica un clima semi-árido y unmedio de pantanos (Tarazona, 1985).

La biozona superior de Pentapsis ualdioiae, ca­racterizada por la ocurrencia de P. oaldioiae,Peromonolites perorettculatus, Reticulatasporitesjardinus, Zcmalapollenites dampieri y la escasezde Classopolis spp., se encuentra en el tope de laFormación Cushabatay y en la base de la Forma­ción Esperanza (Gamarra' y Aliaga, 1985). Data. delAptiano terminal y Albiano basal (Müller, 1981;Gamarra y Aliaga, 1985) e indica un clima cálido yhúmedo (Tarazona, 1985). Por lo tanto, Müller(981) supuso la existencia de un hiato sedimenta­rio importante entre estas.dosbiozonas(figura 6).

3.2. Formación Esperanza (o Raya)Brenner 0968} y Lammons.Clyéé) determina­

ron palinomorfos del Albiano-Turoniano en la.For­mación Esperanza de los ríos Cushabatay, Hua­llaga, en la zona de Tarapoto y en el Pongo de Ti­raco. Sin embargo, el gran número de especiesnuevas no permitió precisar la edad.

Posteriormente, Robertson Research (981) de­terminaron una edad correspondiente al Albianoinferior a medio para la misma formación, con baseen palinomorfos (zona de Reyreapolymorpbus aso­ciado con Perotriletespannuceus, Reticulatasporitesjardinus y pequeños Ctassopoltis spp.) - fig. 6.

Además de la zona de P. ualdiuiae del Albianobasal que caracteriza, a la base de la FormaciónEsperanza, Müller y Aliaga (981) definieron doszonas palinológicas para la Formación Esperanza(río Cushabatay, Pongo de Tiraco).

La zona inferior, de • Pseudosofrepites»(Pentapsis) con abundantes Reticulatasporitesjardinus y Classcpolis spp.,caracteriza a la partemedia de la formación y indica el Albiano inferior.

La zona superior de Elaterosporites protensusasociado con E: klaszi, E. uerrucatus, Pentapsis

oaldioiae y Reticulatasporttes jardinus, data del Al­biano medio a superior (figura 6).

Además, Mül1er observa que estas tres biozonasson muy constantes e indica que la FormaciónEsperanza constituye un buen nivel-guía crono­estratigráfico.

3.3. Formación Agua CalienteBrenner (968) y Larnmons (968) determina­

ron palínornorfos del Albiano-Turoniano en laAgua Caliente, lo que no fue precisado por el es­tudio Robertson Research (981) ya que la Forma­ción Agua Caliente s.s. no aflora en el Pongo deManseriche.

En cambio, Müller y Aliaga. (981), con base enlas ostras determinadas por Williams (949) y enun estudio detallado de los palínornorfos, determi­naron una edad Cenomaniano para la mayor partede la formación, correspondiendo el tope al Turo­niano inferior. Definen tres biozonas (figura 6).

En la parte inferior de la formación, la zona deElaterosporites klaszi (con abundantes Epbedritesaff brasiliensis) caracterizaría al Albiano superior yal Cenomaníano inferior.

La zona de. Elaterocolpites castelaini, ya defi­nida por Robertson Research (981), data la' partemediana de la formación del Cenomaniano inferiora medio.

Las zonas de Blateropticites: africaensis(asociado con Elaterosporites. klaszi. Epbedrepites yTricolpites) indicarían el Cenomaniano medio-basedel Cenomaniano superior para la parte media asuperior de la Formación-Agua Caliente; La zonade Triorites africaensis. (con Galeacornea;Biateroplicttes africaenesis; Gnetaceaepollenites:diuersus), encontrada. localmente en la parteinferior de la formación (Pongo de Manseriche, ríoCushabatay), indica el Cenomaniano superior.

Finalmente, la zona de' Gnetaceaepollenítescrassipoli (con G. similis, G. diuersus yGaleacornea sp.), que caracteriza al tope. de laFormación Agua Caliente de la. cuenca Marañón ya la base de' la Formación Chonta del Pongo deManseriche, indica una edad Turoniano inferior yprobablemente Cenomaniano terminal.

3.4. Formación CbontaEn la Formación Chonta, Seminario y Guizado

(1976) mencionaron. foraminíferos bentónicos delCretáceo superiory foraminíferos planctónícos del.Coniaciano-Santoniano, estando probablementepresente el Cenomaniano en el Pongo de Rentema(Haller, 1973, inédito).

Robertson Research (1981) determinaron tres zo­nas palinológicas en la Formación Chonta (figura 6)..

La zona de Ela tero colpites castelaini,Elateroplicites africaensis y Sofrepites legouxaedata la parte inferior de la Formación Chonta del

Albiano superíor-Cenornaníano inferior en elPongo de Manseriche.

La zona de Triorites africaensis del Cenorna­niano superior-Turoniano caracteriza a la partemedia de la formación en el Pongo de Manserichey la cuenca Marañón.

Finalmente, la zona de Hexaporotricolpitesemilianooi de la parte superior de la FormaciónChonta (Pongo de Manseriche y cuenca Marañón),caracterizaría el Coniaciano-Santoniano (RobertsonResearch, 1981).

Müller y Aliaga (981), con base en un análisisde los amonites, foraminíferos y palinomorfos, da­taron a la Formación Chonta del intervalo Turo­niano inferior-Santoniano. Además de la zona deG. crassipoli (Cenornaniano terminal-Turonianoinferior) de la base de la formación en el Pongo deManseriche, identificaron 4 biozonas palinológicas(figura 6).

La zona de Bpbedrepites con estrías finas seencuentra en la base de la formación, y caracterizaal Turoniano.

La zona de Tricolpites y Tricolporites data laparte inferior de la Formación Chonta del Turo­niano a Coniaciano (?) - Pongo de Tiraco y ríoCushabatay,

La zona de Tricolporopotlenites S 152 (conabundantes Tricolpites y Tricolporites) caracteriza ala.parte mediana de la formación y representa pro­bablemente el Coniaciano.

La zona de Zlitnsporites (caracterizada por laaparición de dicho género y la abundancia de losgéneros Tricolporites, Tricolpites y Monocolpites)corresponde al tope de la Formación Chonta e in­dica una edad santoníana.

Además, Müller anota que el contacto entre lasformaciones Agua Caliente y Chonta puede serdiacrónico y corresponder localmente a una la­guna estratigráfica del Cenomaniano superior-Tu­roniano inferior (pozo Valencia 25-X).

Gutiérrez. (982) menciona la ocurrencia deTectocbara nustniscateensis en la parte superiorde la Formación Chonta de la cuenca Madre deDios, que atribuye al Santoniano. En las cuencasde Marañón, Huallaga y Ucayali, se reconoció unazona de Ammobaculites spp., asociada con otrosforaminíferos bentónicos y algunos planctónicos(Globotruncana sp., Globigerina sp.), ostrácodos yfósiles marinos, asignada al intervalo- Turoniano- .Santoniano. En las mismas áreas, en el tope de laFormación Chonta, Gutiérrez (982) identificó unazona de Bracbycytbera sp. con abundantesostrácodos y microgasterópodos, que yace sobre lazona de Ammobaculites. Le asignó la misma edadque a la zona anterior.

3.5. Pormacion ViviánEn la Formación Vivíán de la región de

Contamana, Elsik 0964, 1966) determinó una rica

asociación de esporas correspondientes en su ma­yoría a géneros nuevos. Por lo tanto, no aportaronmayor precisión crono-estratigráfica, Seminario yGuizado (976) piensan que abarca el Campa­niano y parte del Maastrichtiano.

Dicha interpretación fue' confirmada por Robert­son Research (981) que definió la zona deCrassitricolporitesbrasiliensis; marcada por la presen­cia de Buttinia andreeoi; Gabonisporis uigourouxi yFooeotriletes margaritae entre otros (figura 6).

Müller y Aliaga (981) definieron la zona deMonocolpopollenites SCI 39C, asociado conProteacidites tienabaensis y Zliuisporites, en la For­mación Vivián y la parte inferior de la FormaciónCachiyacu (río Cushabatay, Pongo de Tiraco).Estos especímenes son indicadores del Senonianosuperior de Afríca occidental. Le asignaron unaedad comprendida entre el Santoniano inferior (?)y el Campaniano-Maastrichtiano inferior. Ademásseñalaron que la base de la Formación Vivián po­dría constituir una buena línea de tiempo.

Gutiérrez (982) la considera como zona estéril.

3.6. Formacum Cachiyacu

El contenido fosilifero de la Formación Cachi­yacu (ostrácodos, gasterópodos, foraminíferosaglutinados) fue atribuido al Cretáceo terminal porSeminario y Guizado (976).

Müller y Aliaga (1981) confirmaron esta edadcon la determinación de una zona deGabonisporites sp. caracterizada por numerososMonocolpopollenites SCI 39C, e interpretada comode edad Maastríchtíano, que se encuentra tanto enla Formación Cachiyacu como en la FormaciónHuchpayacu sobreyacente (figura 6). Gutiérrez(982) identificó una zona de Ammobaculites "C",que corresponde a la Formación Cachiyacu.

3.7. Formación HucbpayacuLa Formación Huchpayacu, rica en carofítas, fue

atribuida al Terciario inferior por Seminario y Gui­zado 0976, zona de Spbaerocbara breuisterensis),que anotan que dicha zona podria corresponderlocalmente a la transición Cretáceo superior­Terciario.

Robertson Research (981) distinguen una zonainferior de Rbabdocbara rolli del Paleoceno infe­

. rior y una zona superior de Porocbara gildemetsteri(ahora conocido como Feistiella gildemeisterñ delPaleoceno superior.

En cambio, Müller y Aliaga (981), al encontrarGabonisporites uigourouxi en la FormaciónHuchpayacu del Pongo de Tiraco (zona deGabonisporites sp.), concluyeron en una edad delMaastrichtiano inferior (figura 6).

Dicha interpretación fue adoptada por Gutié­rrez (1982), quien asignó una edad maastrichtiana

a las zonas de Rbabdocbara rolli y Porocbaragildemeisteri (ahora conocida como Feistiellagildemeisterñ que caracterizan a la FormaciónHuchpayacu.

3.8. Formación Casa BlancaSeminario y Guizado (1976) mencionaron palí­

nornorfos con. características especiales que reque­rían estudios detallados; pero piensan que corres­ponden al Terciario.

Robertson Research (981) definieron una zonade Proxapertites operculatus que cubre a la Forma­ción Casa Blanca, y le asignó indistintamente' unaedad del Paleoceno-Eoceno.

Mül1er y Aliaga (981) encontraron en cambiouna rica asociación de pólenes y esporas en laFor­macón Casa Blanca (no Cushabatay), entre los.cua­les Buttinia: andreetn, .. Fooeotriletes margaritae,Tricornites elongatus y Aquilapollenites. senegalensisindicarían una edad Maastríchtiano superior(Jardiné y Magloire, 1964; Regali et al., 1974) - fi­gura 6. La ausencia de carofítas no permitió a Gu­tiérrez (982) opinaralrespeeto.

3.9. Formación Yahuarango-.Seminario y Guizado (976) propusieron el

nombre de Formación Pozo para' esta unidad y leasignaron una edad Terciaria (¿Oligoceno?,Williams, 1949) con base en ostrácodos y forami­níferos bentónicos.

En la Formación Yahuarango, RobertsonResearch (981) identificaron" una zona deSpbaerocbara sp., con palinornorfos muy similares'a.los de su zona de, P. operculatus y le asignó unaedad Eoceno basal. ......_- .

.. En la Formación-Yáhuarango, Gutíérrez (982)definió una zona inferior' deSpbaerÓcbarasp. yuna zona superior de Tectocbara supraplana(ahora conocida como Nitellopsis suprapland), atri­buidas al Paleoceno inferior y superior respectiva­mente (figura 6).

Cabe anotar que RobertsonResearch (981) de- - ..finieron además una zona de Nitellopsissupraplana(anteriormente Tectocbara suprapland) y una zonade Monoporites annulatus, que pertenecerían a laFormación Sol, ubicada entre la.Formación Yahua­rango y la Formación Pozo, y que atribuye al Eo­ceno medio,

3.10. Formación PozoRobertson Research (1981) y Gutiérrez (982)

distinguieron una zona inferior de Ammobaculites"P" 00 que asegura que dicha formación es de ori­gen marina a salobre), una zona mediana de ostra­codos, y una zona superior de' Yerrucatosporites.usmensis, siendo esta última del Eoceno superior(figura 6). EStá asociada con algas. de agua dulcePediastrum sp. en los bordes de la cuenca.

3.11. Formación CbambiraEn la Formación Chambira , Seminario y Gui­

zado (1976) definieron una zona inferior de ostrá- .codos y una zona .superior de Tectocbaraucayalensis, y asignan tentativamente la formaciónal Mioceno.. Robertson Research (981) identificaron una

zona inferior de Tectocbara ucayalensis, una zonamediana de Tectocbara parua y una zona superiorde Magnastriatites botuardi en la FormaciónChambira, siendo la última zona. de edadOligoceno-Mioceno inferior (figura 6).

Gutiérrez (1982) asignó una edad Mlocenoa.lazona de T. ucayalensis principalis de la parte in­ferior de la Formación Chambira.

3.12. Formación Pebas-La edad de la Formación Pebas, de origen

marino a salobre, ha sido ampliamente debatida.Seminario y Guizado (976) reconocieron una'zona de Pseudolacuna macroptera y concluyen enuna; edad del Mioceno superior - Plioceno (fi­gura 6), a- pesar de la presencia de un polenconocido en el Mioceno de Colombia, .

Robertson Research (981) observaron la pre­sencia de Rotatia.so. que indica un ambiente espo­rádicamenteniarino, y reconoció la zona de- P.macroptera.' Sobre esta yace la zona deCrassoretitriletes oanraadsboooeni; que, asociadocon Cicatricosisporites dorogensis, indica una edadMioceno inferior tardío a Mioceno medio temprano.

3.13. Las formaciones post-PebasLa base de la serie que sobreyace a la Forma-'

ción Pebas contiene carofitas identificadas con lazona de Tectocbara ucayalensis irregularis por·Robertson Research (981) que le asignan tentati­vamenreuna edad Mioceno superior..

IV; lA BIOZONAOÓN DE ROBERTSONRESEARCH (1990) .. ... ...

En un nuevo trabajo esencialmente palinoló­gico, Robertson Research (990) completaron yprecisaron las zonaciones palinológicas de la seriecretádca y terciaria del Oriente'peruano. Recono­cen las siguientes biozonas (figura 7).

1. NeocomianoEl Neocomiano ss; abarca el intervalo Berriasiano­

Barremiano. Se· han encontrado dos zonas.

1.1. La zona de Dicheiropollis etruscusSiendo el rango conocido de D. etruscus

Títhoníano-Barremíano inferior, la zona no puedeser más reciente que el Barremíano inferior. El me­dio de depósito es continental, de agua dulce.

Müller y Aliaga (1981) Robertson Research (1990)

Plio-Pleistoceno Cyatheacidites annulatus

Mioceno T. ucayalensis principalis Crassoretitriletes vanraadshooveni

01; ocena Cicatricosisporites dorogensis

Maastrichtiano Gabonisporites

Eoceno

Paleoceno

OstrácodosAmmobaculites "P"

No supraplana (= T. supraplana)

S haerochara s

Striatrico/porites undula tus y Chenopod.

Foveotrícolpites perforatus y algas

Gabonisporis viqourouxii (¿z: de facies?)

Ariadnaesporites spinosus (zona guía)

Campaniano Monocolpopollenites SCI 39CCyclusphaera euribei

Auriculidites reticu/atus

Santoniano ZlivisporitesTricol ites microstriatusDroseridites senonicus

Coniaciano

Turoniano

Tricolporopol/enitesS 152

Tticolpites y Trico/poritesE hedre ites estrías finasG. aessipoü.

Psllebrevitrícolpites fidelii (zona guía)

Incapollis enricií

'Estéril

Gnetaceaepol/enites crassipoli (z. guía)

T. africaensisE. a fricaensts.E caste/aíni

Gnetaceaepol/enites diversus (zona guía)

E. klaszi

Dicheiropol/is etruscus

E/aterosporítes protensus

Aequitriradites spinulosus (mal datada)

Afropol/is opercu/atus (zona guía ?)

E. protensus I Stel/atopol/is barghoornii (zona guía)Albiano

Aptiano

HauterivianoValanginianoBerriasiano

Barremiano

Pseudosofrepites Eleterooonennes jardineit------'----------r----~---'"-------------I

)---------1 P. va/diviae +-P_e_n_ta--'--p_s_is_v_a_/d_'_V_ia_e --1

Exesi ol/enites tumu/us (mal datada)

Fig. 7 - Comparación de las biozonas palinológicas de Müller y Aliaga (1981)y Robertson Research (1990)paralaserie cretácica del Oriente

1.2. La zona de Aequitriradites spinulosusLa zona de A. spinulosus seria una verdadera

biozona, pero su edad (¿Barremiano superior?) esaproximada (figura 7).

En Chambira 123X, se determinaron pólenes delCretáceo inferior indiferenciado: Cicatricosisporitesaustraliensis; Classopolis sp., y un medio de. aguadulce.

2. AptianoEl Aptiano comprende dos biozonas.

2.1. La zona de Afropollis opercularusLa zona de A: operculatus constituye una

biozona crono-estratígráflca de edad Aptiano inferior(figura 7). La especie index está asociada conAfropollis zonatus, Calltatasporites trüobatus,Cicatricosisporites sp., Classopolis sp., Subtilispbaeraterrula y verrucosisporites sp, CYanayacu 27X,Aguaytía 3X). Su tope está definido por la desapari­ción de A. operculatus y C. trilobatus: El medio se­dimentario determinado es continental (Yanayacu27X) a marino marginal. (Cashiboya 29X, Aguaytía3)(, abundantes mioesporas, escaso microplancton)..

2.2. La » zona» de Exesipollenites tumulusTestimonio del Aptiano superior seria local­

mente la existencia de E. tumulus, encontrados en

un solo pozo. La zona se caracteriza por la presenciade Callialasporites trilobatus, Cicatricosisporites sp.,Classopolis sp. y verrucosisporites sp. (Yana­yacu 27X). El medio sedimentario determinado escontinental.

3. AlbianoEl Albiano ha sido dividido en cuatro biozonas.

3.1. La zona de Pentapsis valdiviaeLa zona de P. ualdioiae corresponde al Albiano

inferior. Su tope está definido por la desaparicióndel fósil guía. Es también conocida en el Brasil(véase la zona homónima de Müller y Aliaga 1981,figuras 6 y 7). Contiene igualmente Cretacetporitespolygonalis..La' existencia; de numerosos mioespo­ras y escasos dinoflagelados indica un mediomarino marginal. Sin embargo, en Cashiboya 29X,.la parte inferior del intervalo es de' agua dulce,mientras que el tope es de medio marino marginal.En Yanayacu 27X, la ausencia de dinoflageladosindica un medio de agua dulce para el intervalo.

3.2. La zona de Elateropollenites jardineiLa zona de E. jardinei, también conocida en el

Brasil, representaría la parte. inferior del Albianomedio. Frecuentemente está ausente.

3.3. La zona de Stellatopollís barghoomiiLa zona de S. bargboornii constituye: una au­

téntica zona biocronológica, que comprende nu­merosas especies indicadoras del Albiano medio.Su tope está definido por la desaparición deCbicbaouadinium boydii, Claoatricolpites- uarii»,Elaterocolpites pentarbetbus; Gemmatriletesclauatus, Regalipollenites. •. incai ., Reyreapolymorpha, Steeuesipotlenues dayanii, S.bargboornii; Striatricolpites reticulatus ySubultspbaeraperiuctda. En esta zona se encuen­tran también Alaticotpites limae, abundantesDeltoidospora spp., Retimonocolpites aff.peroreticulata, Steevesipo/lenites dayanii, abun­dantes Perotri/ertespannuceus, Reyreapo/ymorphay Striatricolpites striatus: El medio de depósito esmarino marginal por la presencia de escasos dino­flagelados, abundantes mioesporas y, localmente,microplancton.

3.4. La zona de Elaterosporites protensusLa zona de E. protensus caracteriza al Albiano su­

perior y corresponde a una.verdadera biozona (véasela zona homónima definida por MüIler y Aliaga(1981) en la parte superior de la Formación' Es­peranza, figura 7). El tope está definido por la des­aparición de Ca//ialasporites dampieri; Elaterosporitesk/aszi, E.protensus y E. oerrucatus. Contiene tambiénAiaticolpites limai y Tetracolpites sp. SC1.399.Dinoflagelados (Dinopterygium cladoides,

Florenttnia cooksonia, Micbrystidium sp.) y microfo­raminíferos chitinosos·indican un medio marino mar­ginal, excepto en Huaya 3X y Aguaytía 3X (aguadulce). En Oxapampa 7-1, se encontraron tambiénalgas de agua dulce, mezcladas con microfaunamarina.

4. CenomanianoTres biozonas han sido definidas en el Ceno­

maniano.

4.1. La zona de Afropollis jardinusEl. tope de -la zona de Afropollis jardinus, del

Cenomaniano inferior, coincide con ladesaparición de dicha especie. Cuando está.presente; la ocurrencia .de escaso microplanctonevidencia un medio- marino marginal.

4.2. La zona de ElaterosporitespseudoklasziL nov. sp.

La zona de E. pseudokJaszi~ definida por la des­aparición de' Elaterosporites. castelaini. y E.pseudoelaszii; representarla: al Cenomaniano medio..y/o la parreinferior.deLCenomaniano superior. Con­tiene también Alaticolpiteslimaey Hexaporotricolpitesprotoniei: La. presencia de escaso rnícroplancton- y .localmente de' rnícroforamíníferos chitinosos indica'un medio marino marginal, localmente muy marginal(La Frontera 3X), de agua dulce (Valencia 41D) o aun:continental (Yanayacu 27X), sugiriendo un ambientedeltaico (Cuinico Norte).

4.3. La zona de Gnetaceaepollenites diversusLa zona de G. dioersus, caracterizada por la '

presencia' de Classopolis major, C. brasiliensis,Crassulina sp., Gnetaceaepollenites clatbratus, G,dioersus y Triorites africaensis; data del'Cenomaniano . terminal Y puede ser consideradacomo una verdadera bíozona, por comparación conel África y el Brasil (véase la zona de T. africaensisde la Formación Agua Caliente definida por Müllery Aliag; 1981; figura 7). La' presencia de abundante'microplancton, la predominancia -demíoesporas yla existencia dé dinoflagelados (Florentina sp.,Palaeohystricbopbora infusorioides) indican unmedio marino interno a marginal. Sin embargo; en'Yanayacu 27X y Cuínico Norte; están asociados connumerosos helechos' de agua dulce.

5. Turoniano

5.1. La zona de Gnetaceaepollenites crassipolíLa zona de' G. crasstpoli corresponde al

Turoniano inferior (véase la' zona homónima deMüller y Aliaga, 1981). Su tope-está definido por ladesaparición de G. crassipoltv/o de Elateroplicuesafricaensis. Constituye una biozona cronológicaconfiable, calibrada por nanofósiles. En

Chapulí IX, están asociados con el nanofósilEprolitbus planus del Turoniano basal. La presen­cia de abundantes rnioesporas y de escasosdinoflagelados indica un medio sedimentariomarino marginal.

5.2. El Turoniano superiorEl Turoniano superior no ha sido reconocido

micropaleontológicarnente (Robertson Research,1990 - figura 7).

6. Coníacíano 'Dos zonas han sido atribuidas al Coniaciano.

6.1. La zona de Incapollts enricii nov. gen. nov. sp.La zona de 1.enricii corresponde al Coniaciano in­

ferior, por contener localmente el polen Droseriditessenonicus (no más antiguo que el Coniaciano) ynanofósiles no más recientes que el Coniacianoinferior. El tope se define por la extinción de L enriciiy/o de Tetracolporopollenites pseudoreticulatus nov.sp. Contiene además Tricolpites giganteus.En CuinícoNorte, Jíbaro IXY Chapulí IX, están asociados con losnanofósiles Eiffeaithus.turriseijea~.Eprolitbussp: 7, E.flora lis, Litbastrinus sp. 9, L moratus,Prediscospbaera cretacea y Tranolitbuspbacelosus:Elmedio de depósito es marino marginal a marinointerno, por la.abundancia de mioesporas, microfo­raminíferos chitinosos y dinoflagelados (Aretoligerasp., Odoruochitina porifera, Oligospbaeridiumpulcberrium; Paleobystricbopbora infusorioides;Spiniferites sp., Subtilispbaera sp.),

6.2. La zona de Psilabrevitricolpites fidelii nov. sp.La zona de P. fidelii: parece ser una verdadera

zona del Coniaciano superior,' calibrada pornanofósiles. Está definida por la desaparícíórr de P.fidelii y/o de Tricolporopollenites S.152 (véase lazona deT. S.152 definida por Müller y Aliaga, 1981,figuras 6. Y 7). Se caracteriza por abundantesCretaceisporites. rnuelleri; C. polygonalis, así comoDroseridites senonicus, Hexaporotrtcolpitesemelianouii, pequeños .. Striatricolpites spp. yTricolporites sp. SO 14L En Chapulí IX,]ibaroIX yCuiníco Norte, están asedados con los nano'fósilesBroinsonia enormus, Eiffelithuseximius, Gartneragoobliquum, Micula stauropbora (= M.. decussatd),Petrobrasiella uenata, Prediscospbaera cretacea,Tranolitbus pbacelosus. Martbasterites furcatus sepresenta en la parte inferior del intervalo. Losdinoflagelados Aretoligera senoniense, .Florentiniasp., lsahelidinium acuminatum, Microdinium sp.,Oligospbaeridium complex, Paleobystricbopborainfusoriotdes; Spiniferites sp., y rnicroforarniníferoschitinosos indican un medio marino marginal anerítíco interno, hasta estuarino (Valencia 41D).

7. SantonianoEl Santoniano comprende dos biozonas.

7.1. La zona de Droserídítes senonicusLa zona de D. senonicus es considerada como

de edad Santoníano inferior (figura 7), ya que D.senonicus no es más reciente que el Santoniano enel Norte de América del Sur y el Norte y Oeste delAfrica. Está asociado con Cretaceisporites muelleri,C. polygonalis; Hexaporotricolpites emelianooü;Trtcolpites giganteus y Tricolporopoltenites sp.S.152. En Chapulí IX y Valencia 41D, están asocia­dos con los nanofósiles calcáreos Bulerylitbus bayi,Calculites ova lis, Eiffelitbus eximius, Litbastrinusgrillii; Martbasterites furcatus, Micula stauropbora(= M. decussata), Prediscospbaera cretacea,Reinbardites autopborus, Stouerius crassus yTranolitbus minimus. Los dinoflageladosDinogymnium spp., D. ondulosum, Isabelidiniumacuminatum.. Odontocbitina costata, O.striatoperforata; Paleobystricbopbora infusorioides...y microforaminíferos chitinosos indican un mediomarino interno a.margínal.

7.2. La zona de Tricolpites rnicrostriarusLa zona superior de T. microstriatus, mal datada,

ha sido atribuida al Santoniano (¿superior?). El topeestá definido por la desaparición de Cretaceiporitesmuelleri, C. potygonatis, Bcbitricolpites cbirnui nov.sp., T. microstriatus y Tricbotomosulcites paruusnov. sp.

8. CampanianoEl Campaniano comprende dos biozonas.

8.1. La zona de Auriculidites reticulatusEl tope de la zona de A. reticulatus está definido

por la desaparición de Apiculatisporis marañonensisnov. sp., A; reticulatus y Regalipottenitesampboriformis, que son conocidos en estratos nomás recientes que el Campaniano inferior del Nortey Oeste del Africa y de América del Sur (figura 7).

Comprende además Auriculiidites sp., A. bourequi,Biberrupolis foteolatus; Crassitricolporites costatus,Hexaporotricolpitesemelianouii; Monocolpopollenitesspberoidites, Pediculisporis microgranulatus, P.reticularis, Perirretisyncolpites giganteus,Proxapertites facetus; Rugulatisporites caperatus,Tricolparopollenites sp. S.152 y Zlioisporis blauenis(Robertson Research 1990, Tarazona 1992). La abun­dancia de los dinoflagelados Hystncbodintumpulcbrurn, Paleobystricbopbora infusorioides yTricbodinium castaneum, así como demicroforaminíferos chitinosos indican localmente unmedio francamente marino, interno a marinomarginal, excepto en Cashiboya 29X que solocontiene paleoflora de agua dulce.

8.2. La zona de Cyclusphaera euribeiLa' zona de C. euribei correspondería, sin argu­

mentos, al Campaniano superior. Los dinoflagelados

Dinogymnium undulosum, Geiselodtnium sp. ySenegalinium sp. indican un medio marino internoa marginal.

9. Maastrlchtiano inferiorEl Maastrichtiano inferior está representldo por­

dos biozonas palinológicas que corresponden a lazona de Gabonisporites de Müller y Aliaga (1981)(figuras 6 y 7).

9.1. La zona de Ariadnaesporites spinosusLa zona de A. spinosus. está definida por la

extinción de A. spinosus; Bioerrupollis fooeolatusnov. gen. nov. sp., Buttinia andreeui; Ecbitriporitestrtanguiiformis, Fooeotriletes margaritae,Granulatisporites SO 80, Pediculisporis reticularis;Proteacidites sigati; Psilastepbanosporites brasiliensis;Rugulatisperites caperatus; Triporoletes blauensis yXenascus ceratioides (Chambíra 123X).En el Río altoInambari, están presentes además; Aquillapollenitesmagnus, Zlivisporites - spp. y Crassitricolporitesbrasüiensis. Constituye una. biozona crono­estratigráfica confiable, por ser similar a asociacionesdelMaastrichtiano inferior en el África y América delSurCfigura7). El medio sedímentariodeterminado esmarino marginal. por lo menos para. la parte- inferiordel intervalo, por la presencia de dinoflagelados entodos los pozos estudiados, excepto en CuinicoNorte y Cashiboya 29X. Localmente, la: presencia dehelechos· de agua dulce (Azolla sp.) y: microalgas(Pediastrum sp.) - sección del Río alto Inambari,Tarazona 1992 - o de-frutas y cáscaras de Azolabammata (Huaya 3X, Robertson: Research, 1990)indica-la proximidad de lagos,

En la parte inferior. de este intervalo del pozoHuaya 3::<, Robertson Research (1990) determina..ron las carofitas. Porocbara: sp., Saportanellariveraey cf.. Spbaerocbara sp., que considerancomo típicos de la Formación Huchpayacu.

9.2. La zona de Gabonísporís vigourouxiiLa zona de G. vigourouxifestá definida por la

desaparición: arriba de Azolla cretacea, G.oigourouxii. o Graminiidites SCI 290; Ha sidoatribuida al Maastrichtiano inferior; Sin embargo,siendo G. vigourouxiiy A. cretacea probablementehelechos de agua dulce, esta zona seria una zonade facies y no una biozona crono-estratigráfica, ypodría ser equivalente a parte de la zona deA.spinosus. En jíbaro IX, solo se encontró unhelecho de agua dulce (Azollá cretacedi y ligníta.

En la Formación Huchpayacu del pozo Aguay­tía 3X, Robertson Research (1990) determinaron lascarofitas (de-la base al techo) Obtusocbara sp., es­casas Porocbara gildemeisteri gildemeisteri yRbabdocbara rollt, raras Saportanella riveraeglobosa; y abundantes- P. gildemeisterigildemeisteri:

10.Maastrlchtiano superlor-PaleocenoEl intervalo Maastrichtiano superior-Paleoceno,

representado por capas rojas finas, no contiene pa­linomorfos preservados. Sin embargo, se encontra­ron carofitas.

En Yanayacu 27X, Robertson Research (1990)mencionan, de- abajo hacia arriba, escasasPorocbara gildemeisteri costata, una Spbaerocbarasp. rota, escasas P. gildemeisteri costata, escasasSpbaerocbara (?) spp., Porocbara sp. 2a, yPorocbara sp. la, que atribuye a las zonas de P.gttdemeistert costata y Spbaerocbara - cf.breusterensis de la Formación; Yahuarango infe­rior. En Chapulí Ix, en la misma formación, se en..contraron también escasas P. gildemeisteri costatay, más abajo, S. d. breuisterensis. En Aguaytía 3::<,los mismos autores determinaron en la formaciónYahuarango, escasas P: gildemeisteri costata, y másencima; abunda:ntes Tectocbara supraplana aso­ciadas con algunas T. supraplana sulcata y escasasT. supraplanasupraplana.

11.Eoceno-_En el Eoceno fueron definidas dos biozonas de

edad Eoceno inferior y Eoceno medio-superior,respectivamente.

11.l..La zona de Foveotricolpites perforatusLa.zona de F perforatus es atribuida tentltiva-·

mente' al, Eoceno inferior. Sin embargo, F.perforatusscso ha sido reconocido en un pozo. Lazona se' caracteriza por abundantes algas azul­verdes (Botryococcus spp., Celyphus spp.), y esmás probablemente una zona de facies que una lí-,nea de tiempo. Por ejemplo, en La-Frontera 3::<, lazona de Fiperforatus está representada por la:aso­ciación Celypbus: sp., Cycbispbaera sp: 1,Maurititdttes- .-. fransiscoi, Spinizonocolpttesecbinatus y Spirosyncolpites spiralis; junto con nu­merosos dinoflagelados que indican un medio ma­rino marginal. En Yanayacu27X, Chambira 123X yjibaroIx..solo se encontraron numerosas algas deagua dulce; mientras, que en Huaya 3X, Valencia41D, Cuinico Norte; Chapulí IX y Jibaro IX, lasmismas' están asociadas con algunos dínoflagela­dos, microplancton, o glauconíta, que indican unmedio marino marginal,

11.2. La zona de Striatricolporites undulatusEl tope de la,zona de S. undulatus se caracteriza

por la abunda:ncia de cbenopodiaceos, que reflejaun evento climático que puede. ser consideradocomo una línea: de tiempo. S. undulatus. estáasociado con pólenes abunda:ntes en el Eocenomedio a superior de Venezuela, Brasil- Y' Africa:Claoatriletes disparilis, Doualaidites laeoigatus: (=

Venezuelites globoannulatus), Foueotriporitesbammenii, Gemmastepbanocolporues breuicolpites,

Gemmatricolporites pilatus, Mauritiiditescrassiexinus, Psilatricolporites maculosus,Retitricolporites irregularis, R. gr. abakensis yStriatricotporites undulatus. En Cuinico Norte, semencionan también Spinozonocolpites ecbinatus yRetibrevitricolpites triangulatus posiblemente delEoceno superior. El medio de depósito determí­nado es de agua dulce en la cuenca Ucayali(Cashiboya 29X, Huaya 3X, La Frontera 3X) yChapulí IX, mientras que la.presencia de rnícrofo­rarniníferos chitinosos, dinoflagelados y/o nano­plancton indica 'un medio marino marginal a salo­bre en la cuenca Marañón (Yanayacu 27X, Valen-cia41D, Cuinico Norte, Chambira 123X). .

l2.0ligocenoLa zona de Cicatricosisporites dorogensis no es

más reciente que el Oligoceno, por la presencia delfósil guía. Contiene además Mauritiidites.fransiscoiy jussitriporites undulatus (Charnbíra 123X),esporas de helechos: abundantes Laeuigatosporttesspp. asociados con Verrucatosporites sp. yAcrosticbum sp. (Valencia 410). El medio es deagua dulce.

13. Mioceno inferior a medioEn el pozo Chambira 123X, 1400' de sedimen­

tos de esta edad fueron determinados por la pre­sencia. de Crassoretitriletes uanraadsbooueni,asociado con Bombacidites bellus, Ecbiperiporitesakantbos, Ecbiporues estelae, Ecbitricolporitesmaristellae, Perfotricolpites digitatus,Perisyncolporites pokornyi, Psilatricolporitesoperculatus, Retitricolporites guianensis ySpirosyncolpites spiralis.. Indican un ambiente deagua. dulce que muy probablemente correspondea la FormaciónPebas. En Cuinico Norte; la presen­cia de acritarchos a 2800-2870' indicaría un mediomarino, si no están caídos.

14. Plioceno a.recienteEn el pozo Chambira 123X, llCX)l de sedimentos

pliocénicos a pleistocénicos, quizás· recientes, hansido datados por Cyatbeacidites annulatus,Fenestrites spinosus, Ecbitricolporites spinosus; E.meneilly conocidos en el' Mioceno medio-Pleistocenodel Brasil y del Caribe, Magnastriatites bouiardi;Multimarginites uanderbammeni, Psilamonoletes sp.,Verrucatosporites sp. y V. usmensis. El ambiente escontinental.

V. CONUUSIONF.S: LOS ALCANCESY PROBLEMAS ESTRATIGRÁFICOS

La presente síntesis pone de manifiesto los im­portantes progresos alcanzados en el. conoci­miento estratigráfico de la serie cretácica y terciariade' la cuenca oriental peruana desde hace

aproximadamente veinte años. Tal avance se hadebido principalmente a los aportes de la micropa­leontología aplicada durante la exploración y ex­plotación petrolera, en esta región en donde losafloramientos son tan escasos. Sin embargo, a con­tinuación presentamos varios problemas estratigrá­ficos que aún se mantienen.

1. Los principales resultados estratigráficosEstos estudios estratigráficos aportaron varios

resultados de primera importancia.La datación del Neocomiano en la Formación

Cushabatay del. Pongo de Tiraco por parte deMüller (1981), Gamarra y Aliaga (1985) y Tarazona(1985), fue confirmada por Robertson Research(1990).

La zona' del Aptiano superior (RobertsonResearch, 1990) es importante' para datar. el fin dela sedimentación elástica neocorniana y el inicio dela sedimentación marina del Albiano.

La zona guía del Albíano medio (figura 67,zona de E. protensus de Müller y Aliaga, 1981;zona deS. bargboornii de Robertson Research,1990) constituye un importante nivel. de correla­ción con las regiones vecinas y representa muyprobablemente un máximo de transgresión.

El establecimiento- de una biozonación del Ce­nomaniano es un aporte importante, ya que permi­tirá. precisar la edad de la Formación Agua Ca­liente, cuyos límites son muy probablementediacrónicos (Müller y Aliaga, 1981) y podrían in­cluir períodos de erosión importante cuya natura­leza queda por estudiarse.

Los niveles guía del Cenomaniano superior­Turoniano inferior - zonas de T. africaensis y G.crassipoli de MüIler (981), y G. diuersus Y G.crassipoli de Robertson Research (1990) - corres­ponden a una transgresión- eustática mayor a es­cala mundial (Hancock y Kaufmann, 1979; Haq etal., 1987), Y estos depósitos transgresivos o demáximo de transgresión, bien conocidos en losdepósitos andinos (Iaillard y Arnaud-Vanneau,1993), son excelentes niveles de correlación:

La biozonación del intervalo Coníaciano-Cam­paniano .representa. un instrumento irremplazablepara determinar los procesos tectónicos y sedi­mentarios que resultaron de la fase peruana, y queson mal conocidos en los Andes debido al levan­tamiento tectónico. El descubrimiento de nivelesdatados del Campaniano inferior permitirá impor­tantes correlaciones con las transgresiones marinasdatadas del Campaniano en Talara, Renterna y losaltiplanos peruanos y bolivianos.

El nivel guía del Maastrichtiano inferior - zo­nas de Gabonisporites de Müller y Aliaga (981), yde A. spinosus de Robertson Research (990) - esotro ejemplo de la correlación entre transgresionesmarinas mayores y diversificación/abundancia de

palinomorfos. Permite correlaciones muy confia­bles con eventos similares conocidos en los altipla­nos de Bolivia y Perú y en el Oriente ecuatoriano.

Por fín, las zonas sucesivas de F. perforatus y S.undulatus del Eoceno demuestran la existencia dedos trangresiones marinas, probablemente de ori­gen eustático, en la cuenca oriental, que podránconstituir buenos niveles de correlación a nivel dela cuenca.

2. Los principales problemas estratigráficos

2.1. NeocomianoLa zona. de D. etruscus ha sido atribuida al

Berriasiano, al Valanginiano o al Barremiano,según los autores. Esto plantea el problema de laedad de la base de la Formación Cushabatay, parala cual sepuede suponer ya sea que la base essíncrona en toda.la cuenca, o que descansa. en on­lap sobre las rocas infrayacentes del borde de la.cuenca; En los Andes peruanos.. el:Grupo y la For­mación Goyllarisquizga plantean un problema si­milar en cuanto asu contacto sobre el geanticlinaldel Marañón (Wilson, 1963; Mégard, 1978).

2.2. La transgresión del AlbianoLa transgresión marina mayor expresada por la

Formación Esperanza (Raya) ha sido datada, segúnlos lugares y/o los autores, del Aptiano superior,del A\biano inferior (Andes peruanos), o aun delAlbiano medio a superior (Ecuador), lo que podríarepresentar un diacronismo importante que es ne­cesario de investigar. En los Andes peruanos, unasecuencia de transgresión arenosa parece' confun­dirse con el Grupo (o Formación) Goyllarisquizgaen los bordes de la cuenca, reflejando una posibledisposición en on-lap. que. podría también existiren la cuenca oriental.

2.3. La regresión del Albiano superior­Cenomaniano inferior

La facies deltaica. de la Formación Agua Ca­liente traduce una regresión marina, por esenciadiacrónica, cuya edad y geometría es importantedeterminar. Además, el hiato estratigráfico obser­vado localmente en el tope de la Formación reflejauna regresión probablemente asociada con ero­sión, cuya importancia (duración, áreas y espeso­res erosionados, etc.) es importante evaluar e inter­pretar en términos de eustatismo o tectónica.

2.4. La transgresión turonianaLa Caliza Chonta ha sido datada localmente del

Coniaciano (Robertson Research, 1990). Sin em­bargo, en los Andes peruanos y en el Oriente delEcuador, la últirnaplataforma carbonatada bien de-

sarrollada antes de la regresión asociada con la faseperuana, es datada precisamente del Turonianomedio superior. Esta discrepancia tiene que serresuelta, sabiendo que se conoce una faja de ban­cos calcáreos delgados en el Senoniano delOriente ecuatoriano (Caliza "M-2").

2.5~ Las transgresiones y regresiones del SenonianoLas areniscas superiores de la Formación

Chonta y las de la Formación Vivián son de pri­mera importancia para la exploración petrolera.Sin embargo, su edad, su medio de depósito y susignificado tectono-sedimentario son todavía muymal conocidos; Es sumamente importante definircon exactitud las secuencias, su edad, su geome­tría, la procedencia del material detrítico, los even­tuales movimientos tectónicos del substrato liga­dos a la tectónica senoniana, y la importancia y ex­tensión de la erosión asociada que ha controladola geometría de los cuerpos sedimentarios.

2.6. Las lagunas estratigráficasDe manera general, el análisis de varios pozos

evidencia la importancia de-lagunas sedimentariasa varios niveles estratigráficos (Cenomaniano infe­rior, Turoniano inferior, Turoniano superior, Carn­paniano, Paleoceno, etc). Será importante estudiardichas lagunas para determinar si se deben a pro­cesos tectónicos, eustáticos o sedimentarios, yaque la geometría de los cuerpos sedimentarios de­pende de dichos fenómenos;

2.7. Los ciclos del Paleoceno y EocenoLas secuencias del Paleógeno son en su mayo­

ría controladas por los eventos tectónicos precocesde la orogénesis andina. Estos dieron lugar a dis­continuidades, lagunas sedimentarias,' levanta­mientos y erosión todavía mal conocidas. Sin em­bargo, es importante destacar la existencia de dostransgresiones marinas. sucesivas .durante el Eo­ceno.

Finalmente, cabe' destacar que' el establecí­miento de un cuadro estratigráfico confiable es deprimera importancia para el análisis del enterra­miento y la-maduración de. la materia. orgánica porel método de la decornpactación (back-strippinfiJ;y, por lo tanto de la migración de los hidrocarbu­ros, mediante el análisis geométrico estructural dela cuenca.

En el siguiente capítulo, revisamos estos resul­tados y problemas, intentamos comparaciones yproponemos correlaciones basadas en los datos bi­bliográficos y la identificación de las discontinuida­des mayores (método del análisis secuencial, véase]aillard y Sempéré, 1989; ]aillard et al., 1993; porejemplo).

l. NEOCOMIANO

o Cuenca- Geanticlinal.Eoeste-peruana. del Marañón

todo el margen, y las capas tienen edades similaresen el centro y en los bordes de la cuenca (figura 8).

Los mismos modelos pueden ser propuestospara -la Formación Cushabatay del Oriente. De lageometría de las capas depende la edad de las zo­nas palinológicas encontradas en las partes inferiory superior de la formación. Para resolver tal pro­blema, tenemos que revisar los datos bioestratigrá­ficos disponibles de la cuenca Oriental y de las re­giones vecinas.

2. En el Oriente peruanoMüller (1981) definió una zona palinológica in­

ferior de D. etruscus (Neocomiano) y una superiorde P. oaldioiae (Aptiano superior y/o Albiano ba­sal). Entre estas dos zonas, Robertson Research(990) encontraron una zona de A. spinulosus(¿Barremiano superiorr), una zona guía de A.operculatus (Aptiano inferior) y una zona de E.tumulus (¿Aptiano superior?).

En el Pongo de Tiraco (límite cuencas HuaUagay Marañón) se encontraron la zona palinológicaneocomiana de D. etruscus, de edad precísadeba­tida, y la zona superior de A. operculatus.ée edadaptiana. En el pozo Huaya 3X (Ucayali este), solose encontró la zona inferior.

En los pozos Cashiboya 29X, La Frontera 3X(Este cuenca Ucayali) y Yanayacu 27X (Marañón),y posiblemente en los pozos Chambira 123X (Ma­rañón) y Aguaytia 3X (Ucayali), se comprobó lapresencia del Aptiano inferior (zona de A.operculatus) en la base de la Formación Cushaba­tay (Robertson Research, 1990). Parece ser tambiéne! caso en los pozos Tangarana 4X, Jíbaro IX y Va­lencia 41D (Noreste cuenca Marañón), según losdatos paleontológicos y los registros de pozo.

3~ Comparación con regiones vecinasLa serie silicoclástica neocomiana pasa gradual­

mente de medios fluviátiles al Este a deltaicos ymarinos al Oeste. Por lo tanto, la fauna marinadiagnóstica es más abundante hacia el Oeste.

En la región de Lima, las areniscas neocomianasyacen sobre amonites del Berriasiano superior (FrnPuente Piedra: Rivera et al., 1975; Rivera, 1979;Wíedmann, 1981), y su parte inferior contieneamonites del Valanginiano inferior a medio (FmHerradura: Rivera et al., 1975; Rivera, 1979). Por lotanto, la edad del contacto basal es cercana al límiteBerríasíano-Valanginiano (Iaillard y Sempéré, 1989).

En la zona de Huaraz, la Formación Chimúyace sobre el Grupo Chicama de! Títhonianosuperíor-Berriasiano (Iaíllard y jacay, 1989), y labase de la Formación Carhuaz contiene amonitesdel Valanginiano medio a superior (zona deValanginites broggit de Benavides, 1956). El con­tacto basal tiene una edad similar a la anterior.

En e! Norte del Oriente ecuatoriano, los palino­morfos de la base de las areniscas neocomianas (Fm

Geanticlinal Edel MarañÓn

GeaJIticlinal, Edel Marañón

conformidad,

Mégard, 1978

Jurásico

»<:Wilson, 1963

top-IapBenavides, 1956

Cuenca,oeste-peruana

o

Fig. 8 • Modelos de dep6sito de laserie neocomíana en los Andes peruanos:

en top-tap para Benavides (1956) - arriba-,en on-lap para Wilson (1963) - medio ­

yen conformidad para Mégard (1978) - abajo-

AJbiano~:~-:-:-:-:-:-:-:-:-:-:-:~::-.:.-:-:-:------...~:::...--==:=-::::::------------------- . m Goylla-j

'squizga ~

En la primera hipótesis, existen dos contactosbasales de edad diferente. La segunda hipótesisimplica un contacto basal fuertemente diacrónico.En estos modelos, las capas inferiores son más an­aguas en e! centro de la cuenca que en los bordes.En la tercera, el contacto de base es sincrónico en

Capítulo IDDiscusiones estratigráficas

1. PresentaciónHace tiempo, se planteó el problema mayor de

la naturaleza de! contacto basal de la secuencianeocomiana en los Andes peruanos. Para Benavi­des (1956), el contacto basal puede ser, al menoslocalmente, en. top-lap (figura 8); para Wilson(963) sería en on-lap, siendo las areniscas orien­tales (Fm Goyllarisquizga) equivalentes a parte dela serie neocomiana y aun albiana occidental; paraMégard (1978), se trataría de un contacto en con­formidad en todo e! margen (figura 8).

I

Hollín) son del Aptiano, y los del tope indican elAlbiano inferior (Faucher et al., 1971; Bristow yHoffstetter, 1977;Canfield er al., 1982;Baldock, 1982).

4. DiscusiónLos datos bioestratigráficos demuestran que la

base de la Formación Cushabatay es diacrónica. Esde edad pre-D. etruscus al Oeste y solo pre-Aptianoal Sur (Ucayali), Este y Norte (Ecuador), es decir enlos bordes de la cuenca Oriental (figura 9). Por lotanto, podemos suponer que la FormaciónCushabatay de la parte Oeste de la cuenca Orientales comparable a la serie de la cuenca Occidental.

Las areniscas de la cuenca occidental incluyendos niveles lutáceos, localmente calcáreos, de ori­gen marino. El nivel inferior, el más espeso, se en­cuentra en las regiones de lima (Frns Herradura-yMarcavilca), Huancayo.iHuaraz (Fm Santa del GpGoyllarisquizga), Arequipa y en el Pongo de. Ren­tema (aunque sin argumentos paleontológicos).Contiene amonites del Valanginiano medio a supe­rior en Lima y Huaraz (zona de V. broggii), y hasido interpretado como un máximo de transgre­sión eustática (zona de oerrucosum a 123-124 Made Haq er al., 1987). Es muy probable que los pa­Iinornorfos de la zona ce-Dcetruscus provengan deun nivel equivalente, como lo supusó Tarazona(1985). En este caso, la base de la Formación Cu­shabatay de la cuenca Huallaga y la parte occiden­tal de la cuenca Marañón tendrían' la misma, edadque la serie occidental; es decir- límite -Berríasiano­Valanginiano (figura 9).

El segundo nivel arcilloso se encuentra en laparte superior de la serie, por ejemplo enArequipa(Battyy]aillard, 1989), Huancayo (Moulin, 1989),Cajamarca y el Pongo deRenterna (Jaillard, datosinéditos). No ha sido datado. Sin embargo, el re­gistro geológico mundial- y la carta eustática deHaq et al. (1987) indican un importante máximo-­de transgresión en el Aptiano inferior (zona degrandis a 111 Ma), que corresponde muy proba­blemente tanto a este nivel como al nível: superiorde la Formación Cushabatay que contiene-la zonade A. operculatus de Robertson Research (1990).

5. ConclusionesSe proponen las-siguientes conclusiones:

(1) El contacto basal de la Formación Cushabatayes diacrónico (figura 9). Estudios sedimentológicostendrán que determinar si se trata (1) de un on-lapCWilson, 1963) que indicaría el relleno debido auna transgresión de una cuenca estable, sin subsi­dencia, o (2) de un top-lap (Benavides, 1956a),que implicaría una discordancia. pre-Aptiana porerosión, debida a movimientos tectónicos O a unaregresión eustática importante.

Observemos que en el,pozo Huaya 3)(, la biozonaalbiana está separada de la biozona neocorníana por

solo 50 metros estériles (¿Aptiano?), lo que sugiereque la serie -hauteriviana-barremiana fue erosíonada.,

0"'- \'g~ Mayormentemarino ~

• - Arequipa

E3_Parcialmentemarino

111, FllJVio.OeIlaJcaValanglniano-Aptlano,

D FllN1o-dellaico Aptlano - ,

Fig. 9 • Paleografía, facies y paleocorrientesde la serie neocomiana, y extensión supuesta de los

estratos.Valanginianns en la cuenca oriental

(2) Hacia el Oeste, el contacto basal es de edad lí­mite Berríasíano-Valangíníano, similar a la de la.cuenca occidental. En la parte Este; la base de laFormación Cushabatay es deedadAptiana,como en'la mayor. parte del Oriente ecuatoriano (FmHollín).(3}Las dos biozonas guía identificadas- (Müller,1981; Robertson Research, 1990) corresponden amáximos: de transgresión eustátíca, La primera (D.etruscus), sería' de- edad Valanginiano medio a su­perior (zona de V. broggii). y caracteriza a la parteOeste de la cuenca, y la segunda (A. operculatus),de edad Aptiano inferior, se encuentra también enlos bordes de la cuenca;

IL lA TRANSGRESIÓN. AI.BIANA •Y lA REGRESIÓN DEL AI.BIANO SUPERIOR·CENOMANIANO INFERIOR.

1. La transgresión del Albiano inferior

1.L Presentación,En los Andes peruanos, la transgresión albiana

20m

está representada por las formaciones equivalentesInca y Pariahuanca (Benavídes, 1956; Wilson,1963). Los mismos autores mencionan que estasformaciones desaparecen hacia el Este (Geanticli­nal del Marañón), y no se distinguen de la Forma­ción Goyllarisquizga. Esto plantea el problema deun posible on-lap o de un cambio rápido de faciesen el borde de la cuenca. El mismo problemapuede presentarse en la cuenca Oriental.

Por otro lado, el máximo de transgresión hasido datado generalmente por microfauna, del Al­biano superior 'en el Oriente ecuatoriano (Bristowy Hoffstetter, 1977), mientras. que es del Albianomedio en el Perú. Esto plantea el problema de unposible díacronismo de la transgresión.

Finalmente, Robertson Research (990) eviden­ciaron una laguna estratigráfica importante del Al­biano inferior. tardío-base del Albiano medio.

1.2. En el Oriente.peruanoEn el Oriente peruano, la transgresión Albiana

está representada por la zona palinológica de P.oaldioiae de Müller (981), Gamarra y Aliaga(1985) y Robertson Research (990) que caracte­riza a las capas de. transición entre las formacionesCushabatay y Esperanza.

La zona de P. ualdiuiae ha sido reconocida pa­leontológícamente en los Pongos de Tiraco y Man­seriche, en la mayor parte deja cuenca Ucayali (ex­cepto en Huaya 3X y quizás en La Frontera 3X) ysedimentológicamente en el Pongo de Renterna.,Está ausente en cambio en los pozos de la cuencaMarañón, salvo en el Chambira .123X y el Yanayacu27X. Por lo tanto, la secuencia transgresíva del¿Aptiano superior?-Albiano inferior está general­mente presente en las partes Oeste y Sur de lacuenca oriental, y generalmente ausente en suspartes Este y Norte (figura 11). Sin embargo, la au­sencia de- pólenes no necesariamente' significa queno haya ocurrido la transgresión; ya que su repartí­cíón depende del tipo de sedimentación.r En todocaso, su extensión geográfica es. mayor que la .del .Aptiano inferior; reflejando un nivel eustático mayor.

El miembro Aguanuya de areniscas arcillosascon restos de plantas, descrito por Kurnmel(1948)en la región de Contarnana, puede ser correlacío­nado con. estos depósitos.

1.3. Comparación con las regiones vecinas ydiscusión estratigráfica

En los Andes peruanos, las formaciones Inca yPariahuanca consisten en una serie de cerca de100 m de espesor, de areniscas con estratificacio­nes oblicuas, limolitas y calizas con oolitas ferrugí­nosas y glauconita. Representan una secuenciatransgresiva, depositada en un medio de barrera ylagón en la base, y de plataforma marina, someraal' tope (Jaillard, 1987, figura 10). EL tope de la

secuencia está constituido por algunas superficiesendurecidas superpuestas, cubiertas de amonites,que indican una época de condensación.

91

91

oO

'TI --1-+-------=-+-----1

Fig.l0 - Sección-de campo. de la Formación Inca(¿Aptiano termina11-Albiano inferior)

en Baños del Inca(según E. Higa, in Jaillard, 1987) gl = glauconita

Benavides (1956a), Wilson (1963) y Hillebrandt(1970) atribuyeron las formaciones Inca y Paria­huanca al Albíano inferior por contener especiesde Paraboplites (zona de Paraboplües nicbolsonide Benavides, 1956). Posteriormente, Reyes (1980)y]anjou (981) propusieron una edad Aptiano su­perior a Albiano basal para la Formación Inca, in­terpretación adoptada por ]aillard (1987; ]aillard ySempéré, 1989, 1991). Moulin (989) menciona pó­lenes del Aptiano superior y Albiano inferior en laFormación Pariahuanca del centro del Perú (det, R.Rauscher). Sin embargo, la revisión. de los arnoní­tes peruanos del Cretáceo inferior realizada por L.Bulot indicaría que los amonites de la FormaciónInca corresponden efectivamente al Albiano infe­rior (Bulot, Latil y]aíllard, en preparación), confir­mando la asignación antigua de. Benavides(1956a). Por lo tanto, el nivel de condensación deltope de la secuencia, sería de edad Albiano inferiortardío a Albiano medio temprano.

Esta secuencia transgresiva parece ser, desde elpunto de vista paleontológico, exactamente equi­valente a la biozona de P. oaldioiae (Müller, 1981;Robertson Research, 1990), mientras que el nivelsomítal de condensación corresponde muy proba­blemente a la laguna estratigráfica de la zona de E.jardinei de RobertsonResearch (1990).

En el Ecuador" el. tope. de la Formación Hollínestá constituido por areniscas g!auconíticas (Napo

basal de Tschopp, 1953) datadas del Albiano infe­rior (Faucher et al., 1971), y refleja una transgre­sión que puede ser correlacionada con la del Perú(figura 11). Finalmente, Moulin (1989) anota que laFormación Pariahuanca es todavía reconocible enla parte alta de los Andes centrales del Perú, con­cluyendo que' la hipótesis de' Wilson (963) eserrónea y que la transgresión es síncrona.

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o Sin afloramientos

Transgresión del Ap1Iano terminal­Alblllno Inferior.

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Fig~l1- Paleogeografia y extensión supuesta de losdepósitos del ¿Aptiano terminal?-Albiano inferior

en la cuenca Oriental

1.4. ConclusiónComo ningún diacronismo es aparente entre la

cuenca Occidental y la: cuenca Oriental, supondre­mos que la transgresión es síncrona en' la mayorparte de la cuenca, estando quizás emergidos losbordes de la cuenca Oriental. La secuencia trans­gresíva, datada, por amonítes y palínomorfos, delAlbiano inferior, puede ser utilizada como nivel­guía para correlaciones regionales.

La laguna estratigráfica de la zona de E. jardineiparece tener una extensión regional.

2. Edad del máxímode transgresión albiano

2.1. En el Oriente peruanoEs verosímil que el máximo de transgresión esté

representado por la zona de. Pseudosofrepites» de

Müller (981) o la zona guía de S. barghoornii deedad Albiano medio (Robertson Research, 1990),que se encuentra en todos los pozos- estudiados.Caracteriza. a parte de la Formación Esperanza (oRaya, Kummel, 1948). En Jíbaro IX, parece descan­sar directamente sobre la Formación Cushabatay,

2.2. Comparación con regiones vecinasEn los Andes peruanos, el máximo de la trans­

gresión albiana está representado por la FormaciónChulee, datada, por numerosos amonites; del Al­biano medio - zona de Knemiceras raimondii deBenavides 0956a), véase también Wilson (963),Tapia (992), Bulot, Latil y jaíllard (en preparación).

En cambio, la Formación Pariatambo sobreya­cente, que representa un evento anóxico regional .importante, fue atribuida a la parte superior del Al­biano medio - zona de Oxytropidocerascarbonarium de Benavides 0956a), wilson(963) - o a su parte inferior (Hillebrandt, 1970).En realidad, el análisis de los datos paleontológi­cos demuestra que- el límite entre ambas formacio­nes, definido por la aparición de las facies negras'anóxícas, es una zona de facies diacrónica(Iaillard, 1986).

Losamonites de-las formaciones Chulee y Paria­tambo de los Andes centrales y septentrionales delPerú son similares a los encontrados en las forma­ciones Pananga y Muerto de los Arnotapes - Zú­ruga y Cruzado (979), Reyes y Caldas (987), Re­yes y Vergara (987) -¡ en las formaciones Chan­cay y Chilca de la zona de lima (Rivera et al.,1975), en la base de la Formación Arcurquina de laregión de Arequipa (Dávíla, 1988), en las calizasAyavacas .del Altiplano Sur-peruano (Cabrera laRosa y Petersen, 1936; Lisson y Boit, 1942), enafloramientos deL alto Pachitea. (Lisson y Boít;1942), en las lutitas del Napo inferior delOrienteecuatoriano (Tschopp, 1953; Bristow y Hoffstetter,1977) y en la Formación Esperanza (o Raya) de la. _.Cuenca Madre de Dios. (Dávila y Ponce de León,1971), de la cuenca Ucayali(Kummel, 1948) y delPongo de Manseriche (Singewald, 1927), asimiladaa la base de la Formación Chonta por Zegarra 1964(figuras 12 y 14).

2.3. ConclusiónDel análisis de dicha fauna resulta (1) que los

arnonítes marcadores del evento (Knemiceras spp.,Lye//iceras spp., Lyelliceras ulricbi, Oxytropidoceracarbonarium y Venezoliceras spp.) indican sinambiguedad una edad Albiano medio en todas lasregiones mencionadas, y (2) que este (o estos)máximo(s) transgresivos, son eventos mayores anivel de las cuencas andinas __

En el estado actual del conocimiento, estos de­pósitos francamente marinos (zonas de K.raimondii y o. carbonarium), se correlacionan-

con las biozonas-guía de • Pseudosofrepites • y S.bargboornii del Albiano medio (y E. protensus del¿Albiano superior?) definidas por Müller (1981) yRobertson Research(1990) en la Formación Espe­ranza (o Raya). Como lo observó Müller (1981), laFormación Esperanza constituye una buena líneade tiempo para correlaciones de pozos y de líneassísmicas, calibrada conjuntamente por amonites ypalínornorfos, Estas transgresiones se correlaciona­rían con las determinadas a 101, 99,5 y/o 98,25 Mapor Haq et al. (1987).

3. La regresión del Albiano superior­Cenomaníano inferior

3.1. PresentaciónEn la mayor parte de la cuenca Oriental, las are­

niscas deltaicas de la Formación Agua Caliente des­cansan sobre las lutitas marinas albianas de la For­mación Esperanza (o Raya). Sin embargo, en losPongos de Manseriche y Renterna, el intervalo Al­biano superior-Cenomaniano medio no está repre­sentado por las areniscas de la Formación AguaCaliente (figura 12), sino por intercalaciones are­nosas en depósitos marinos (Zegarra, 1964;Jaillardet aL, 1985; Córdova, 1986). Esto traduce' una im­portante regresión eustática y la progradación

hacia el Oeste de un sistema deltaico que puedeser diacrónico.

En el centro de la cuenca Marañón (pozos Pa­vayacu, Capirona, Corrientes, Yanayacu y Beléndel bloque 8), la base de la Formación Agua Ca­liente ha sido datada por palinología del Albianosuperior-Cenomaniano inferior (Álvarez, 1979).Esta edad fue confirmada en la misma área y másal Oeste en las cuencas Santiago y Huallaga ­zonas de E. klaszi y E. castelaini de Müller y Aliaga(1981), zonas de A. jardinus y E. pseudohlaszü deRobertson Research (1990).

3.2. Lagunas sedimentarias en el OrienteLa zona de E. protensus del Albiano superior

(Robertson Research, 1990) está presente en la ma­yoría de los pozos estudiados, excepto en los deJíbaro IX y Yanayacu 27X, y quizás en el de Charn­bira 123X.

La zona de A. jardinus del Cenomaniano infe­rior (Robertson Research, 1990) está ausente entodos los pozos de la cuenca Marañón, en la sec­ción del Pongo de Tiraco (Huallaga) y posible­mente en la del Pongo de Manseriche (figura 13).Está presente en cambio en la cuenca Ucayalí,excepto en los pozos La Frontera 3X y Oxa­pampa 7-1 más al Sur (figura 13).

CutucúApaga

Manseriche YanayacuLeticia

Cushabatay

CONIACIANO

TURONIANO

ALBlANO

NEOCOMIANO

JURÁSICO

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Turoniano '.

SANTONIANO

CONIACfANO

TURONIANO

ALBIANO

APTIANO

NEOCOMIANO

Fig. 12 - Relaciones de tiempo y facies de los depósitos Albianos-Coniacianosen el borde oeste de la cuenca Oriental, según Zegarra (1964)/ modificado.

Elmáxímo de transgresión albiano era considerado entonces como del Albiano inferior (compárese con las figuras 4 y 14)

La laguna sedimentaria parcial del Albiano su­perior y casi total del Cenomaniano inferior se de­ben a la regresión eustática coetánea. Después dela gran transgresión del Albiano medio, el espaciodisponible en la cuenca oriental estuvo rellenadopor depósitos de mar somero. Cuando ocurrió laregresión eustática del Albiano superior, las zonasprofundas o subsidentes siguieron recibiendo sedi­mentos. Al acentuarse la regresión en el Cenorna­niano inferior, toda la cuenca oriental emergió (ex­cepto la zona de los Pongos en su borde occí­dental), dando lugar a una laguna sedimentariamayor y a probables erosiones. La sedimentaciónsolo se operó en las zonas más distales y más pro­fundas (Oeste), bajo la forma de lo que se podríallamar un • prisma de bajo nivel », a pesar de estartodavía ubicado sobre la plataforma (figura 13). Laexistencia de depósitos de esta edad en la cuencaUcayali (río v Cushabatay, pozos Aguaytía 3X,Huaya 3X y Cashiboya 29X) indica que dichacuenca tenía una tasa de subsidencia mayor.

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Cenomaniano Interior:

O Sin afloramientos

o Laguna sedimentaria

~ .¿Emerslón tectónica?

111 Facies arenosa

o Facies marina

Fig. 13 - Bosquejo paleogeográfico delCenomaniano inferior y extensión de la laguna

sedimentaria de la zona de A. jardinus

En consecuencia, en la mayor parte de lacuenca oriental, las areniscas deltaicas de la For­mación Agua Caliente no representan la regresiónmisma, sino el inicio de la transgresión subse­cuente.

3.3. Comparación con regiones vecinasEn la Formación Pariatarnbo de los Andes nor- .

peruanos, ]aillard (inédito) encontró foraminíferosplanctónicos poco diagnósticos, que sugerían unaedad base del Albiano superior (det. M. Caron),Por otro lado, la revisión en curso de los amonitesde las colecciones de Lima parece confirmar esteúltimo dato (Bulot, Latil y]aillard, en preparación).El tope de la Formación Paríatambo está marcadoen varíos sitios por figuras de emersión que indi­can una regresión (Mégard, 1968; Séranne, 1987,en la Fm Muerto; Moulin, 1989; ]aillard, inédito).

Sobre la Formación Pariatambo yacen calizas deplataforma somera organizadas en dos secuenciasregresivas mayores (Benavides, 1956; ]aillard,1987). La secuencia inferior (Frn.Yurnagual) ha sidodatada del Albiano superior-Cenomaniano inferior- zonas de Ostrea scypbax, con Engonoceras sp.,y de.. Paraturrilites leuiesiensis de Benavides,(956) - (P. leuesensis es conocido ahora comoMane/la leuesensis). La segunda secuencia (FmMujarrún) ha sido datada del Cenomaniano mediopor escasos amonites y ostras (zonas de Exogyrad. ponderosa y de Exogyra africana, conAcantbcceratideos de Benavides, 1956; ]aillard y .Sempéré, 1989). El desarrollo de esta plataformarefleja una importante regresión eustática quepuede ser correlacionada con la regresiónexpresada por el depósito de la Formación AguaCaliente. Dicha interpretación es apoyada por eldepósito de areniscas en los topes de secuencia,en las secciones de la parte oriental de la cuenca'occidental, que provienen de la progradaciónhacia el Oeste del delta oriental (secciones de Ce­lendín, Pongo de Renterna: Jaillard, 1987). Las dossecuencias han sido reconocidas en la Formación]umasha de los Andes del Perú central (Iaíllard,1986), y en las formaciones Arcurquina y Ayavacasdel Sur del Perú (Iaillard y Sernpéré, 1991).

En la parte occidental del margen peruano ysur-ecuatoriano, el Albiano está marcado por espe­sas efusiones volcánicas - Gp Casma,. FmsCopara, Matalaque de Perú, y Fm Celica deEcuador: Atherton et al. (983), Beckinsale et al.(985), Berrones et al., (993). Esta actividad vol­cánica importante termina abruptamente cerca dellímite Albiano-Cenomaniano, al mismo tiempo queocurre una fase tectónica compresiva importante(fase Mochica del Albiano medio-Cenomaniano in­ferior: Mégard, 1984; Vicente, 1989; Jaillard, 1994).Está seguida por las intrusiones del batolito 'costero(Soler y Bonhomme, 1990; Soler, 1991). En lacuenca Oeste-peruana (Andes actuales), estaépoca está marcada por numerosas deformacionessinsedimentarias (Iaillard, 1994). Es probable queesta fase tectónica haya tenido efectos importantesen la sedimentación del margen andino, y podidoprovocar un levantamiento que reforzó los efectos

de la regresión eustática del Albiano superior-Ce­nomaniano inferior (jaillard, 1987).

En Ecuador, la transgresión del Albiano está se­guida por el depósito de areniscas deltaicas, lase Areniscas T • de la Formación Napo de edad im­precisa Albiano superior a Cenomaniano (Faucheret al., 1971; Bristow y Hoffstetter, 1977). Estas es­tán subdivididas en un miembro inferior y unmiembro superior, sobre cada uno de los cualesyace un nivellutáceo (Bristow y Hoffstetter, 1977;Canfield et al., ,1982).

3.4. Conclusiones(1) Se produjo una regresión eustática durante elAlbiano superior, que llevó al depósito de calizasde plataforma somera en los Andes, entre la partetardía del Albiano superiory la.parte temprana del

Cenomaniano medio - zonas de O. scypbax, M.(=p.) leuesensis, E. d. ponderosa y E. africana s--,ya lagunas sedimentarias y/o erosiones coetáneasen la mayor parte de la cuenca oriental (zonas de E.protensus, y sobre todo, de A. jardinus - figura 13).(2) Los efectos de dicha regresión fueron muy pro­bablemente reforzados por la fase tectónica Mo­chica del Albiano superior-Cenomaniano inferior,que ha podido provocar un levantamiento a granescala del margen-andino;(3) En consecuencia, las areniscas deltaicas de laFormación Agua Caliente; datadas mayormente delCenomaniano medio (zona de E. pseudoelaszii),corresponden muy probablemente a los depósitosde la transgresión del Cenomaniano medio regis­trada en la cuenca occidental (zona deAcanthoceras chasca de Benavides 1956, figura 16).

CUENCA ORIENTEORIENTE PERÚ EDAD

OESTE-PERUANA ECUADORal Cll

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Eulophoceras Fm x xTexanites x x

FmLenticeras x Fm

Napo x xTissotia. xxx superior xxx xxx xxx xxx Chonta

Barroisiceras xxx Calendln xxx x x xBuchicaras x xxx x superior

Heterotissotia x x x x CONlACIANOPeroniceras x x x

Coi/opocaras x Fm Cajamarca x Fm Napo x x xFm

Vascoceras x Fm medio - Chonta TURONIANOMammites x Coñor x Caliza A x x

"Acanthoceras' x Fm Romirón 1/Schloenbachia Fm x x- CENOMANIANO

Engonoceras Yumagal Fmx x? Agua

Fm

~ ~Dipoloceras x- xVenezoliceras x Fm x Napo

Brancoceras x Pariatambo x xinferior ALBIANO medioOxytropidoceras xxx x xxx Fm

Lyelliceras xxx Fm x x x Esperanza -

Knemicerss Chuleeo Raya

inf.xxx x xxx--

'Parahoplites' Fm Inca Napo basal --x -- APTlANO- Fm CushabatayGp Goyllarisquizga Fm HoUln NEOCOMIANO

Fig. 14 - Repartición de los géneros diagnósticos de amonites en las series cretácicas del Oeste y Orienteperuano, y en el Oriente ecuatoriano .

- datos de Kummel (1948),Rosenzweíg (1953), Tschopp (1953), Benavides (1956)~ Ducloz y Rivera (1956),Zegarra (1964) YMourier et a1. (1988)-

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CUSHABATAY

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Fíg, 15 - Sección compuesta del curso medio del ríoHuallaga(Leticia), según Rosenzweig (1953)

En la.mayoría de los pozos de las partes Oesteo Norte de la cuenca (Chapulí IX, Jíbaro IX, Cui­nico Norte, Valencia 25X, Mahuaca 3X,. cuenca Ma-'rañón, Aguaytía 3X, cuenca Ucayali), el tope de la'Formación Agua. Caliente está constituido por UIY

miembro de areniscas glauconíticas y lutítas, grue­sarnente estrato- y grano-decreciente, que puedecorrelacionarse Iítológícamente. con el MiembroHuaya de Kummel (1948). Estos depósitos coinci­den con las zonas de E. pseudoklaszii y G. dioersusdel Cenomaniano, medio; a superior (RobertsonResearch, 1990). La-abundancia de glauconita ylaevolución. grano- y estrato-decreciente sugiere' quese trata de, depósitos condensados· y transgresívos.

excepto en la sección del río Cushabatay (Müller yAliaga, 1981; Robertson Research, 1990). La zona deG. dioersus del Cenomaniano superior está. gene- .ralmente presente en los pozos y secciones estu­diados, excepto en los pozos Chambira123X, JíbaroIX, Tangarana 4X y Nanay 26x de la parte Norte dela cuenca Marañón (Robertson Research, 1990).

III - LA TRANSGRESIÓN DEL CENOMANIANOMEDIO TARDÍO - TIJRONIANO BASAL

2. En el Oriente peruano .En la cuenca Ucayali, Kummel (1948) describe,

al tope de la Formación Agua Caliente, el Miembro'Huaya, constituido por areniscas micáceas y lutitasnegras con restos de plantas, que contendríaLyel/ieeras aff. pseudolyelli del Albiano medio (det,Im1ay, Kummel, 1948). En realidad, ya sea el amo­nite fue determinado equivocadamente, o.. másprobablemente, no proviene del miembro Huayasino del Miembro Aguanuya o del Miembro Paco,ambos de litología comparable.

. Al Norte de la. cuenca Hualiaga, la FormaciónAgua Caliente comprende dos miembros arenososseparados por un cuello lutáceo (sección de Leticia:Rosenzweig, 1953, figu~. 15). En fáscapas detransición entre las formaciones Agua Caliente yChonta, se encontró Exogyra ef mermeti (figura 15).Se encuentran abundantes ostras en los depósitosdel Cenornaniano medio y superior de los Andesnor-peruanos (Benavides, 1956;jaíllard, .1987).

En la parte suroccidental de la cuenca Mara­ñón, cerca del límite con la cuenca Huallaga, laparte inferior de la Formación Chonta contiene'amonites del género Coilopoceras sp. y los equi­noideos Herniaster fourneli y Holectypus planatus(Rosenzweig, 1953, figura 15; Ducloz y Rivera,1956, figura 21; Zegarra, 1964, figura 22). H.planatus está presente en el Albiano-Cenomanianodel Sur peruano (Frns Arcurquina y Ayavacas, Ca­brera la Rosa y Petersen, i936; Benavides, 1962);H. fourneli es frecuente en el Cenomanianosuperior-Turoniano y el género Coilopoceras sp. es·conocido solo en el Turoniano. de los Andes. pe­ruanos (Benavides, 1956, figura 16).'

La zona de E. pseudohlaszii del Cenomanianomedio (?) está presente en todos los pozos y sec­ciones estudiados (cuencas Marañón y Ucayali),

1. PresentaciónEn todo el mundo, la transición Cenomaniano­

Turoniano está marcada por una importante trans­gresión eustática que provoca la interrupción de lasedimentación carbonatada (figura 16), asociadacon lagunas sedimentarias, depósitos anóxicos yextinciones de especies.

En el Oriente peruano, este período está repre­sentado por' la transgresión diacrónica a gran es­cala de la Formación Chonta sobre las areniscasdeltaicas de la Formación Agua Caliente (figuras 12y 14). Corresponde a las zonas sucesivas de E.africaensis, T. africaenesis y G. crassipoli deMüller (1981), y E. pseudohlaszii (?), G. dioersus yG. crassipoli de Robertson Research (1990),. quecaracterizan a la parte superior de la FormaciónAgua Caliente y a la base de la Formación Chonta.

(Kennedy, InJalllard y Amaud. 1993) (Benavlde8,1956)

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Fig. 16 • Ubicación estratigráfica de los amonites del Cenomaniano medio-superior, Turoniano y Coniacianobasal en los Andes nor-peruanos, según Jaillard y Arnaud-Vanneau, 1993, modificado

3- Comparación con regiones vecinasEn el margen peruano, el inicio del Cenoma­

ruano superior se caracteriza por una transgresiónimportante marcada por la,ocurrencia, entre otros,del arnonite Neolobites kummeli.(Benavides, 1956),ahora conocido como Neolobites tnbrayeanus, dela parte inferior del Cenomaniano superior(Kennedy y Juignet, 1981, figura 17). N.oibrayeanus ha sido encontrado en el Sur del Pero(Cabrera la Rosa y Petersen, 1936; Lisson y Boit,1942; Benavides, 1962) y hasta Bolivia (Branisa etal., 1966), Y grosso modo es coetáneo del depósitode las dolomitas Huatasane de la cuenca Putina(Laubacher, 1978). En el Norte del Pero, esta trans­gresión coincide con una interrupción de la sedi­mentación carbonatada (margas de la Fm Romirón: .Benavídes, 1956; ]aillard, 1987, figura !6).:

Un segundo pulso de transgresión (Jaillard yArnaud-Vanneau, 1993) contiene localmente losamonítes Hoplitoides inca, Broggiceras. olssoni y B,

bumboldti (Benavides, 1956, figura 16), H. inca esconsiderado ahora' corno equivalente aWrigbtoceras munieri (Kennedy ee al., 1987),mientras que B. olssoni y B: bumboldti han sidopuestos en equivalencia con Vascoceras cauuini(Schóbel, 1975; Berthou et al., 1985; Zaborski,1989). w: munieri y V. cauuini son indicadores delCenomaniano terrninal-Turoniano basal (figuras 17y 18). Dichos niveles están ausentes en varias sec­cionesde los Andes peruanos y bolivianos (Jaillardy Amaud-Vanneau, 1993; Sempéré, 1993). Cuandoestán presentes (Andes del Perú' central, Fm ]u­rnasha), pueden ser muy ricos en materia orgánicaya que' coinciden con el evento anóxico mundialdel límite Cenomaníano-Turoniano .(Sch1anger yJenkyns, 1976; ]enkyns, 1985; Jaillard y Arnaud­Vanneau, 1993),

La culminación de la transgresión del Cenoma­ruano' superior-Turoniano inferior está represen­tada por estratos que contienen, entre otros,

2. Comparación- con regiones vecinasEn los Andes del Perú (cuenca occidental), la

parte superior deLTuroniano inferior está marcadapor uno o dos máximos de transgresión mayores,que contienen Coilopoceras jenksi y Mammitesnodosoides (Fm Coñore Benavídes; 1956; jaíllard y ,Arnaud-Vanneau, 1993; figuras 17 y 18). Está se­guida, del. desarrollo de' una extensa plataformacarbonatada muy uniforme,datadaen el-Norte del..

Fíg, 18 - Repartición estratigráfica de los amonitesdel Cenomaniano superior - Coniaciano inferior

en los Andes nor-peruanos

- Robertson Research, 1990.El Turoniano medio o superior ha sido recono­

cido palinológicamente por Müller (981) en elPongo de Manseriche (cuenca Santiago) y en el ríoCushabatay (cuenca Ucayalí). Más al Este o alNorte, los pozos estudiados por RobertsonResearch (990) se caracterizan por una laguna se­dimentaria general del Turoniano superior.

Tenemos que discutir el origen de estalagunasedimentaria que coincide con. la transgresión ma­yor de todos los tiempos mesozoicos.

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IV· EL MÁXIMo DETRANSGRESIÓN DELTIJRONIANO INFERIOR y LA REGRESIÓNDEL.TIJRONlANO SUPERIOR

Fig.17 - Variaciones eustáticas-deducidas del estudiode Ia.serie Cenomaniana-Turoniana de los Andesperuanos (según [aillard y Arnaud Vanneau, 1993)

3. ConclusionesEl Cenornaníano medio a superior es una

época .de transgresión importante, que da lugar alfin de la sedimentación deltaica (Frn Agua Ca­liente) en la cuenca Oriental (Mb Huaya), y a unainterrupción de la sedimentación carbonatada enlos Andes, Los depósitos son frecuentemente ricosen glauconíta, a. menudo condensados o inclusoausentes, y localmente ricos en materia orgánica.Sin embargo, en el'Oriente peruano, la subdivisiónen secuencias menores es muy difícil de establecerdebido a la condensación! de los depósitos y a laescasez' de fauna diagnóstica. .

Coilopoceras jenksi, Mammites nodosoides eInoceramus labiatus (Fm Cañar: Benavides, 1956).M. nodosoides y 1. labiatus indican mundialmentela parte superior del Turoniano inferior (Robas­zinski 1982, Hancock 1991, figuras 17 y 18).

1. PresentaeiónEl.Turoniano inferior es considerado por la ma­

yoría de autores como el máximo de la transgre­síon del Mesozoico (Hancock y Kaufmann, 1979,por ejemplo¡ máximo de transgresión de M.nodosoides, 91,5 Ma, según Haq et al., 1987). Sinembargo; el Turoniano inferior está ausente en lamayoría de los pozos de la. cuenca Marañón (Jí­baro IX, Valencia 25X, Cuinico Norte, Tangarana4X, Nanay 26x,. Yanayacu 27X) y de la cuencaUcayali (Aguayúa 3X, Huaya 3X¡ Cashiboya,29X)

Pero por Coilopoceras neuelli (Benavides, 1956,figura 16), que, según WJ. Kennedy del Museo deOxford (comunicación personal), es indicador delTuroniano medio o superior (figuras 17 Y 18). Esta

plataforma es conocida en el Norte (Taillard, 1985,1987), el centro (Jaillard, 1986) y el Suroeste del Perú,yen Bolivia. (Jaillard YSempéré, 1991). La plataformacarbonatada del Turoniano medio a superiorrepresenta un depósito de alto nivel marino y traduceun descenso del nivel. eustático Qaillard y. Arnaud­Vanneau, 1993, figura 17), que puede haber dejadoemergida la parte oriental del margen peruano. En elSureste del Pero (cuenca de Putína), el Turonianoparece estar representado por secuencias elásticaslitorales (parte superior del Gp Cotacucho: ]aillard ySempéré, 1989 y datos inéditos).

En la. parte Suroeste de la cuenca Marañón, enlas secciones de los ríos Mayuriaga, Huasíyacu, Po­tro, Yana-Yacu, Sillay y Leticia (figura 1), Rosen­zweig 0953, figura 15), Ducloz y Rivera 0956, fi­gura 20) y Zegarra 0964, figura 22) 'encontraronamonites indicadores del Turoniano (Coilopocerasspp., Mammites spp.). En el río Sillay, está pre­sente Coilopoceras neuelli, indicador del Turo­niano medio o superior (figuras 16, 17 Y 18). Sinembargo, los niveles datados del Turoniano sonfrancamente calcáreos en las secciones más occi­dentales (ríos Mayuriaga y Apaga), mientras quemás al Este consisten en alternancias de calizas ymargas comparables a las del Coniacíano (exceptoen el río Panchitos, figura 22), evidenciando uncambio lateral de facies.

En la zona subandina de Ecuador (Altos deNapo y de Cutucú), Tschopp (953) recolectóMarnmites aif. barheri y Neoptycbttes sp. delTuroniano inferior, y Coilopoceras sp. delTuroniano s.1. en la Formación Napo medio,principalmente calcárea (Main Limestones. Faucheret al. (971) la dataron del Turoníano inferior amedio por foraminiferos bentónicos y planctónícosy ostrácodos. Más al Este, en la cuenca orientalecuatoriana, esta caliza está todavía bien desarro­llada y es conocida como las Calizas. A - Y -M-2 ­del tope del Napo medio, de edad Turoniano(Bristow y Hoffstetter, 1977, figura 24) ..

3. DiscusionesLa laguna estratigráfica de una gran parte del

Turoniano es sorprendente y se puede deber yasea a una atribución cronoestratigráfica errónea, oa fenómenos tectónicos o sedírnentarios, descono­cidos hasta ahora en el margen peruano.

3.1. Discusión bioestrattgraficaRobertson Research (990) atribuyen las bíozo­

nas palinológicas de l. enricii y Pi fidelii al Conía­ciano inferior y superior respectivamente, con baseen nanofósiles calcáreos asociados (ver p. 16); En

el Sureste del Oriente ecuatoriano, RobertsonResearch definen bíozonas de edad Coniaciano in­ferior y superior respectivamente, de acuerdo a laaparición (o desaparición) de los nanofósilescalcáreos Micula. staurophora (- M. decussata) yMartbasterites furcatus. Sin embargo, M.stauropbora solo aparece en el Coniaciano ter­minal, cerca del límite con el Santoníano (Pornerolet al., 1983), mientras que M. furcatus aparece enel Turoniano superior (Gartner in Robaszinski etal., 1990, figura 19). Por lo tanto, la ausencia de M.stauropbora y la presencia de M. furcatus no esdiagnóstica del Coniaciano inferior sino que indicael intervalo Turoniano superior tardío-Coniacianosuperior temprano (figura 19).

ESPECIES j ~ ~ .DIAGNOS- BIOZONA-TICAS ~ E ~.~ E E ~., ClONES

~~ 'tl::l"t:5~ ª~ de!SCll;"~if-~-2-aj ~. ~ ~. ~ .~ Cll ~ e NANO-s s s ""8 "'~::l3:!~ o,~-~E.!l5 FOSILES

l~ j; s~""PISOS ~. ~ ~-'1ii" '" CALCAAEOS

ESTRATI· 3 i ~~~~~€]GAAFICOS ~ '0.':: ~ CJ o i,jj ~ ~

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1supoCONIACIAN~

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o supo

~!:iffslilfHn

Iaximiu:J

Z medioOa:: QuadrumgBttnsri:;Jr- in1. Mi<:rorhJlbdu/us

dacoratus

CENOMANIANOIsuperior I L acutum

Fig. 19 • Rango estratigráfico de los principalesnanof6siles calcáreos diagnósticos en el intervalo

Cenomaniano superior-- Coniadano(según Pomerol et al., 1983;

Robaszinski et aL,.1983, 1990;Philip et al, 1984)

Por otro lado, la biozona. de nanofósiles deEiffelithus eximius, de edad Turoniano medio-su­perior en Europa y África del Norte (Pornerol et al.,1983), se caracteriza por' la abundancia. de Eeximius, Gartnerago obluquum, Litbastrinusflora lis, Quadrum gartneri sp. 1, Prediscospbaeracretacea y Tranolitbus orionatus s.1., y la apariciónde Coriollitbon exiguum y Lithastrinus grilli (Ro­baszinski et al., 1982, 1990, figura 19) que estánpresentes en la bíozona atribuida al Coníacianoinferior por Robertson Research (990). Por lo.tanto, la biozona de l. enricií de RobertsonResearch (990) podría incluir el Turoniano­medio-superior, a menos. que M.furcatus esté pre­sente en todo el intervalo. En este caso, la zona del. enricii solo incluiría el Turoniano terminal. Síadoptamos- la primera hipótesis, la zona de P.fidelii de Robertson Research 0985, 1990), podría

incluir todo el Coniaciano, excepto el Coniacianoterminal (aparición de M. stauropbord).

3.2. Discusión lito-estratigráficaEn todo el margen andino, la transgresión ma­

yor del Turoniano inferior es seguida por el desa­rrollo de una extensa plataforma carbonatada deagua muy tranquila y somera (Jaillard, 1985;jaillard y Sernpéré, 1991; Jaillard y Amaud­Vanneau, 1993). Contiene amonites del Turonianomedio-superior en el Norte del Perú (Benavides,1956) y foraminíferos ·en el Norte del Oriente ecua­toriano, y sobre ella yacen lutitas y calizas datadasprecisamente del Coniaciano basal por amonites(Benavides, 1956; jaíllard y Sempéré, 1989). Por lotanto, se puede suponer que la facies más calcáreade la Formación Chonta corresponde a dicha pla­taforma. Sin embargo, estas calizas fueron atri­buidas al Coniaciano en los pozos Chapulí IX,Oxapampa 7-1 y Jíbaro IX (Robertson Research,1990; Salas, 1991). .

En los otros pozos, la transgresión post-Chontasería del Coniaciano inferior (Robertson Research,1990), es decir que la transgresión mayor del Tu­roniano inferior y la. plataforma carbonatada delTuroniano superior no habrían llegado hasta estas

"'-.,

!....-------...

'1//

Turoniano:

O 51n a1loramlentos

lIiI Faciesarenosalijoral

~ Facies mar1nade platalOrma'

G3 Laguna del TuronJano superior

l:2d Lagunade todo el Turonlano

Fig. 20 - EXtensión geográfíca de las lagunasestratigráficas del Turoniano completo y del

Turoniano superior, según RobertsonResearch(1990), y repartición de las facies

zonas, lo que plantea un importante problematectono-sedímentario,

Finalmente, el Coniaciano inferior se caracteriza.por una importante transgresión eustática - zonade F. (H.) petrocoriensis; 89 Ma, según Haq et al.,1987. Es.muy probable que la biozona guía de P.fidelü; presente en todos los pozos estudiados(Robertson Research, 1990), corresponda. grossomodo al máximo de transgresión del Coniacianoinferior. En este caso, la zona de 1. enricii tendríaque ser más antigua, es decir probalernente deedad turoniana,

3.3. Discusión' tectono-sedimentariaSi aceptamos la: atribución cronoestratigráfica

de Robertson Research (990), la laguna estratigrá­fica del Turoniano inferior detectada por ellos estárestringida en las partes proximales (orientales) dela cuenca oriental (figura 20). Esto se deberla yasea a una ausencia de sedimentación o a la erosiónligada a la regresión del Turoniano superior, yaque los depósitos de la transgresión del Cenia­ciano inferior se han preservado en toda elárea,

En el primer caso, la laguna se debería a un le­vantamiento tectónico de edad Turoniano inferior,ya que la extensión geográfica de los depósitos ma­rinos es menor que: la del Albiano, a pesar de queel nivel eustático fue mayor (Haq et al., 1987). Enel segundo caso; la laguna del Turoniano inferiorse debió a erosiones posteriores asociadas a unaemersión de origen ya seaeustático o tectónico.

Según Robertsorr Research (990), la extensióngeográfica de la laguna. estratigráfica del Turonianosuperior es más ámplia que la del Turoniano in­ferior y abarca zonas más occidentales (figura. 20),indicando una disposición en top-lap sobre la cuallos .depósitos del Coniaciano inferior se: encuen­tran en discordancia cartográfica. Dicha disposi­ción geométrica sugiere la ocurrencia de. erosiones .crecientes hacia el Este, probablemente debidas a.un levantamiento. tectónico a gran escala, de edadTuroníano superior; que reforzó el efecto de la re­gresión eustática: coetánea.

Hasta ahora, son. muy escasos los indicios detectónica sinsedimentaría durante el Turoniano su­perior. Sin embargo, se conocen en Arequipa(Jaillard y Arnaud-Vanneau, 1993) y en Bolivia(Jaillard y Sernpéré, 1991; Sernpéré, 1994), y seránabordados en el capítulo. Sedirnentología ".

4. ConclusionesSegún RobertsonResearch (990), los depósitos

turonianos están a menudo ausentes en la cuencaoriental, a pesar de que la transgresión eustáticadel Turoniano inferior coincide con el mayor nivelmarino de los tiempos mesozoicos. Sí este es, elcaso, los; estratos, turonianos del margen peruanose acuñan hacia el Este, en forma de un top-lap

VIVIÁN

AGUA CALIENTE

CHONTA

jBarroisiC6rBS welteri, Tissotia steinmanni,T. foumeli, T. reesideana, T. compressa

?

~BarrOiSiC6rBS haberfellneri, B.allua/dl,Desmophyllites d. ellsworthi,Heterotíssotis lissoni, Peroniceras sp.,TlSSOtía reesideana, T. hedbergi

~Helerotissotia peroni, Eulophoceras sp,

?

TURONIANO

SANl'ONIANO600

CONIAC/ANO:lOO

Fig. 21- Sección fosilífera del río Yana-Yacu,según Ducloz y Rivera (1956)

Nótese la sucesión de amonites desde el Turonianohasta el Santoniano.

Las zonas de Tricolporopollenites S 152 (Müller,1981) y de P. fidelii (Robertson Research, 1990)atribuidas al Coniaciano superior; están presentesen todos los pozos y secciones estudiados. La zonade P. fidelii es considerada como una zona guíaconfiable (Robertson Research, 1990).

En las secciones de la parte occidental de lacuenca (Santiago, Huailaga Norte, Marañón Sur­oeste), sobre 1<l;S calizas turonianas yacen lutitas ycalizas en bancos delgados que contienen asocia­ciones de amonites cara.eterizadas por la ocurrenciade Barroisiceras sp., B. haberfellneri - ahora co­nocida como Porresteria (Harleites) petrocoriensis:Kennedy, 1983; Hancock, 1991 -, Bucbicerasbilabatum, Heterotissotia spp. y Peroniceras spp.(Lísson y Boít, 1942; Kurnmel, 1948; Rosenzweig,1953; Ducloz y Rivera, 1956; Zegarra, 1964: figu­ras 15, 21 Y 22).

Dicha asociación es conocida en la FormaciónCelendín de los Andes peruanos, datada del Co­niaciano por Benavides 0956, zona de Bucbicerasbilobatum; véase también:WJJson, 1963; Reyes, 1980;janjou, 1981; figuras 14, 16, 17 y 18). Mencionemosademás las ocurrencias de Barroisiceras sp. en elPongo de Mainique (Soto 1982), de B. baberfellneri- = Forresteria (Haneues) petrocoriensis) en la For­mación Cazaderos (equivalente al Gp CopaSombrero) del Suroeste ecuatoriano (Petersen,1949; Bristow y Hoffstetter, 1977), y dePeroniceras sp. en la Formación Napo superior delOriente ecuatoriano (Tschopp, 1953)..

Porresteria (Harleites) petrocoriensis(= Barroisiceras baberfellneri) es indicador del Co­niaciano inferior en Europa (Kennedy, 1983) ymarca el máximo de una transgresión eustática

+- Coilopoceras sp.;C.newelli

I-- c.l~"--'+-_C_oi_lo'--poc_er_as_¡_ess_el_i 1

2.1. BioestratigrafiaLas zonas de Tricolpites y Tricolporites (Müller,

1981) y de 1. enricii (Robertson Research, 1990)atribuidas al Coniaciano inferior (pero posible­mente de edad Turoniano superior) están presen­tes en todos los pozos y secciones estudiados,excepto en el pozo de Nanay 26x (Noreste de lacuenca Marañón, figura 1).

v - lAS TRANSGRESIONES MARINAS DELSENONIANO

1. PresentaciónSegún Haqet al. (987), el inicio del Senoniano

está marcado por tres transgresiones eustáticas ma­yores, del Coniaciano basal, Santoniano basal ySantoniano superior respectivamente. Posterior­mente, se registran una regresión importante en elSantoniano superior, y dos otras transgresiones(Campaniano inferior) seguidas de una regresiónmayor durante el Campaniano superior.

Sin embargo, en los Andes, la fase peruana quecomienza en el límite' Turoniano-Coniaciano(Iaillard y Sempéré, 1991; jaillard, 1993) y culminaen el Campaniano superior, alteró notablemente lasedimentación del Senonianoinferior (figuras 23 y26). El análisis de las secuencias sedimentarias se­nonianas en relación con la tectónica y el eusta­tismo, puede aportar muchas informaciones sobrelos procesos sedimentarios asociados a dicha tec­tónica (erosiones, lagunas sedimentarias, origendel detritismo, . geometría de los cuerpos sedi­mentarios, etc.),

2. La transgresión del Coniaciano inferior yla regresión del Coníacíano superior

(figura 20), sellada por los depósitos discordantesde la transgresión del Coniaciano inferior. Esta dis­posición sugiere la ocurrencia de erosiones poste­riores, debidas a la regresión eustática del Turo­niano superior, probablemente reforzadas por unlevantamiento coetáneo de origen tectónico. Sinembargo, dicha tectónica es muy discreta en otraspartes del margen.

Por otro lado, las correlaciones litológicas y se­cuenciales (transgresión del Turoniano inferior,plataforma del Turoniano superior), así como elexamen del rango estratigráfico de los microfósi­les, sugieren que la zona de J. enricii, que caraete­riza localmente a las calizas principales de la For­mación Chonta, podría ser del Turoniano medio asuperior. Si este es el caso, la zona de P. fidelit se­ría de edad Coniaciano y no habría lagunaestratigráfica-sedimentaria del Turoniano superior.

Es evidente que se requieren más estudios in­tegrados de macro y micropaleontología para re­solver este problema

importante (89 Ma, Haq et al., 1987; Jaillard yArnaud-Vanneau, 1993). Los géneros Barroisicerasy Peroniceras y la especie Bibilobatum Son exclu­sivamente del Coniaciano, mientras que los géne­ros Heterotissotia y Tissotia caracterizan respectiva­mente- al Turoniano superior-Coniaciano y alConiaciano-Santoniano inferior (Kennedy, 1983;Philip et al., 1984; Hancock; 1991). Por lo tanto, di­cha asociación de amonites (zona de B.bilobatum), atribuida al Coniaciano inferior por P.Bengtson (in Mouríer et al., 1988} sería estricta­mente equivalente a la zona de 1. enricii del Co­niaciano del Oriente peruano, tal como definidapor Robertson Research (1990) o, posiblemente, ala zona de P. fidelii.

2.2~ LitoestratigraftaLa extensa repartición de los amonites coniacia­

nos demuestra que se trata de una amplia transgre­sión eustátíca que cubrió la mayor parte del mar­gen, peruano. Por esta razón, es posible que lazona guía de P. fidelü incluya al Coniaciano infe­rior. Además, el.Coníacíano inferior coincide conun claro cambio litológico (figuras 23 y 24). -

En la. parte occidental de la cuenca oriental yen todos los Andes peruanos, la. transgresión delConiaciano inferior coincide con el fin del depó­sito de calizas masivas -puras de plataforma marina(Fms Chonta inferior, Cajamarca, ]umasha,Arcurquina y Ayavacas) y el inicio de una sedi­mentación mayormente arcillosa en ambiente ma­rino en el Norte (Frns Celendín, Chonta superior)y mayormentecontinental en el Sur del.Perú (FrnsChílcane, Moho, Vílquechíco.' Yuncaypata y

Aroifilla), Este cambio resultaría de un evento pa­leogeográfico y tectónico mayor que correspondeal inicio de la fase: peruana (Iaillard y Sernpéré,1989; jaíllard, 1994; figura 23).

En el Oriente ecuatoriano, la secuencia conia­cíana está representada por alternancias de calizasdelgadas con lutítas, conocidas como la .- Caliza -.MI., que yacen sobre la caliza. principal o • Cali­zas A . Y • M-2 • del Turoniano medio a superior(Bristow y Hoffstetter, 1977, figura 24).

3. La.transgresión del Santoniano inferior yla regresión del Santoniano superior

3.1. BioestratigrafiaEn el Oriente peruano; la zona de D. senonicus

ha sido atribuida al Santoniano inferior (RobertsonResearch, 1990). Esta biozona está, presente en to­dos los pozos y secciones estudiados, excepto enValencia 41D y quizás en las secciones de los Pon- ­gos de Manseriche y Tiraco, en donde Müller_(981) no identificó su zona santoniana deZlivisporites spp. Por lo tanto, puede ser conside­rada como una biozona o. un nivel. guía. Encambio, la zona de T microstriatus, consideradacomo de edad probablemente Santoniano tardío,solo ha sido reconocida en el pozo de La Frontera3X (Robertson Research, 1990), evidenciando unalaguna sedimentaria importante, _ _

En las partes Sur y Oeste de la cuenca Marañónyen la cuenca Huallaga, sobre los nívelesconíacia­nos yacen lutítas y calizas en bancos delgados, encuya fauna de amonites predominan los géneros

_Tissotia (especialmente T steinmanni), Lenticeras

PANCHITOSFms Viviány Cachiyacu

~ Tíssotía sp.

~.TI~~9.t1,ª.~p, .-(Desmoceratide05' -,

Hauericeras sp., Mammites sp\?Tissotia sp.• T. singewaldl·

.. Buchiceras bilobatum

SILLAY

TURON/ANO

SANTON/ANO

Fms Viviány Cachiyacu

- TlSSotia spp., T. ct, singewaldl- Tíssotiact. roscheni- TlSSotia nov. sp. ,:t-:-J!t'!tj9!!.IJJ~.MlqiL ? ./:1~~~=~~~ri, .Hauericerss sp., -. • ,

,- Heterotissotíaneoceraütes,_ . Coilopocerassp., C. newel/i "'"Peronicef8s ct.mourett.

·CENOMANiANi:j'S·l/:'·'...·.. Tíssotiasp, ;..............•

.;.::aüCi7ice;ss'biiobatiím-Barroisiceras sp., •

Coilopocerss sp. (rodado)

........... _.~~......... \\ \\ \\ \\\

Fíg, 22 - Secciones fosilíferasde la base de Ia.FormaciénChonta.en la cuenca Santiago yla parte suroccidental de la cuenca Marañón, según Zegarra (1964), modificado

(especialmente 1. baltai), con algunos represen­tantes de Desmoceratideos, Desmopbyllites yEulopboceras (Morán y Fyfe, 1933; Lísson y Boit,1942; Kummel, 1948; Rosenzweig, 1953; Ducloz yRivera, 1956; Zegarra, 1964; figuras 15, 21 Y 22).

Dicha asociación es similar a la de la zona deLenticeras baltai de la Formación Celendín de losAndes nor-peruanos (que incluye además especiesde Texanites), atribuida al Santoniano (Benavides,1956; Reyes, 1980). En el Pongo de Rentema, dichaasociación, mencionada por Lísson y Boit (942),Rivera 0949, Í956), Córdova (986) y Mourier .et.

al. (986), fue atribuida más precisamente al San­toniano inferior por P. Bengtson (in Mourier et al.,1988). Arnonítes representativos de esta asociaciónse conocen en los Andes del Perú central (Fm Ce­lendín: Wilson, 1963; Romani, 1982) y la zona. de­Arequipa (Fm Querque: Vicente, 1981, figura 26)

en donde expresan una transgresión marina pocoprofunda pero muy extensa que se encuentra en lazona del Cuzco (Fm Yuncaypata: Carlotto, 1992;]aillard et al., 1993) y en el Altiplano del Perú (FmVilquechico: Jaillard et al., 1993) Y Bolivia (FmChaucana: Sempéré et al., 1988; Sernpéré, 1994).

Por lo tanto, la transgresión marina que con­tiene esta asociación de amonites del Santonianoinferior puede, parece; ser correlacionada con lazona de D. senonicus definida por RobertsonResearch (990) en el Oriente peruano, y confirmala atribución estratigráfica de esta última. No apa­recen en cambio correlaciones claras con la cartaeustátíca de Haq et al. (987).

3.2. LuoestratigrafiaEn el Oriente peruano, la litología del Santo­

niano inferior es comparable a la del Coniaciano.

CONIACIANO

PALEOCENO

MAASTAICH·TlANO

SANTONIANO

I ; > ;1 Evaporitas iITIIl!IT!!llII' F' ó •lllllIlliUllll acres an xicas

E3 Dolomitas E=-::I. Cherts

e Calizas I .o.i:>4 I Brechas

111 Margas : \- : :i~~:jmentariasLutitas I ---¿...I Deslizamientos

Areniscas ! vv I Figuras de emersión

Bl,~61 Conglomeradosl-.---r-I Hard-ground

CAMPANIANO__--r¡¡¡¡¡¡:;;:':I

r~

I11 500I .11

I11

Jo m

AREQU1PA

TURONIANO

CENOMANIANO Int.

¿APTIANOsuperior?

CAMPANIANO medioSANTONIANOCONIACIANO

ALBIANO superior

PAlEOCENO supo

MAASTRICHTIANO

CENOMANIANOmedio

CENOMANIANO supo

ALBIANOmedio

Fig. 23· La sedimentación del Albiano-Maastrichtiano en los-Andes.del Perú y Bolivia,según [aillard y.Sempéré (1991)

El contraste (litología y espesores) entre la serie del Albiano-Turoniano y la del Senoniano (espesor y litología), asícomo la diferencia entre el Norte y el Sur del Perú: (y Bolivia) soninterpretados como el resultado de la fase peruanaprecoz del limite Turoniano-Coniaciano.

Sin embargo, en varias secciones de campo (figu­ras 15, 21 Y 22), el Santoniano parece ser menoscalcáreo y más lutáceo que los niveles coniacianos.

En el Oriente ecuatoriano, el Santoniano pareceestar mayormente representado por limolitasmarinas arenosas con escasos bancos delgados decalizas, que sobreyacen a las alternancias de cali­zas y lutitas (Caliza • M-l·) del Coniaciano(Tschopp, 1953; Faucher er al., 1971; Brístow yHoffsterter, 1977: figura; 25).

En los Andes del Norte del PeIÚ, la litología delSantoniano inferior es comparable a la del Conía­ciano, y la falta de estudios detallados no permitediferenciar lítológícamente estos niveles de la For­mación Celendín. En los Andes del centro delPeIÚ, Romani (1982) y J. lacar (trabajo en curso)

EDADFORMACiÓN

REGISTROGamma-RaV" Sónico

PALEOCENO TENA '1 <MAA5TRICHT7ANOArenisca '''11' ~'.:..'; ..'; ..'.:"¡'.':•.',:....:...,:

JSANTONlANO

bCONIAC/ANO caliza IM1-

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caliza 'M2" ~ I 11Hf?---O Arenlsca.'M2· <:.~...··.f{~·<:~:~~::~~::{::{K

TURON/ANO a... Jt 11 111 ~-< caliza 'A'

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superior '. '. '. '. '. '. '. '.

Arenisca 'U' ............. ... ' ......."". ~~·:·:·...:·:·;::'/·.V:·:·...::·.

Interior ............. ..............CENOMAN/ANO

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caliza 'S' .r F">

....superio< ~4fj¡Jf!.11~*&rArenisca .,.. ~.._:..:.:.:.:-,':..\:..:....:.:.:

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ALB/ANO Interior ........... .' . ..... '

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Basal Nepa ~ r5?1!:~~:::.~.:}::~~{~{.~~~~{.~.~~.~/::.

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..I/..~..~~..~~/~~.::.;~;;..~;..~~..~\~/::.;.JURAS/CO ¿SANTIAGO? r............. :":":":"~

Fíg, 24 - Ejemplo de columna sintética de la seriecretácica. del centro del Oriente ecuatoriano

describen un paso gradual de la Formación Celen­dín a Capas Rojas continentales, que podrian re­presentar en parte al Santoniano superior.

En el Sur del PeIÚ, las lutitas y calizas marinasde la transgresión atribuida. al Santoniano descan­san directamente' sobre las lutítas yesíferas del Co­niaciano (zona de- Arequipa: Vicente, 1981; ]aillard,1993) o incluyen un nivel basal de areniscas trans­gresivas (regiones de Puno y Cuzco, y Bolivia). Enambos casos, sobre .ellas. yacen lutítas y lírnolitasrojas continentales finas (Audebaud, 1973; Carlotto,1992; Sempéré et al., 1988; ]aillard et al., 1993).

La importante regresión observada tanto en elcentro como en el Sur del PeIÚ y en Bolivia ex­plica. la ausencia casi general de los estratos delSantoniano superior en el Oriente peruano (zonade T..microstriatus de Robertson Research, 1990).Dicha regresión se debe al descenso eustático delnivel del mar del Santoniano superior (Haq: et al.,1987), posiblemente reforzada por efectos de latectónica peruana (Mégard, 1978; jaillard, 1993).

4, La: transgresión del Campaniano medioy la regresión del Campaniano superior

4.L BioestratigrafiaEn el Oriente peruano, el Campaniano está re-o

presentado por la.zona de Monocolpopollenites sa39Cde'Mü!ler(l981) y/o las zonas de A. reticulatusy C. euribei de Robertsorr Research (990).

La zona de A. reticulatus; .atribuida al Campa­niano inferior, ha sido reconocida en todos los po­zos estudiados; excepto en los de Cuinico Norte,Yanayacu 26x y quizás Mahuaca 3X del centro de:la cuenca Marañón (Robertson Research, 1990).Esta zona está tambien presente en la cuenca Ma­dre de Dios (Pongo de Mainique y río alto Inam­bari: Soro, 1982; Tarazona 1992, figura 25) .

La zona de C. euribei del Campaniano superiorestá. generalmente ausente en los pozos de la.cuenca Marañón excepto en Mahuaca 3X. En cam­bio,estágeneralmente presente. en' los pozos de' la,cuenca Ucayali excepto en La. Frontera 3X(Robertson Research, 1990), reflejando una laguna,estratigráfica debida a una. probable regresión (fi- '.gura. 25). Müller (981) encontró la. zona deM.Sa39C(Campaniano) enIos-Pongosde.Manserícne yTiraco yen el-río Cushabatay.

En los Andes peruanos, la transgresión campa­niana solo ha. sido identificada paleontológica­mente en el Pongo de Renterna (Mouríer er al.,1988), porla presencia de los amonites Libycocerassp., Manambolitessix, Menabites sp., Pacbydiscussp. juv. y. Submortoniceras sp~ (det, P. Bengtson);los bivalvos Incanopsis acariformis, Peruarcapectunculoides; Piicasulaferryi, y VenieJia d1U~ losgasterópodos CaJliompbalus americanus.. Cryptorhytiscbeyennensts; Strornbus tortugensis; Turritella trilira.

y T. saposa (det, J.-P. Lefranc) y el selacioScbizorbiza aff. stromeri (det. H. Cappetta). El se­lacio y los moluscos indican el intervalo Campa­niano medio-superior a Maastrichtiano inferior,mientras que los amonites indican el Campanianomedio (Mourier et al., 1988). Coabuilites wbitei yPaciceras olssoni del Maastrichtiano, descritos porRivera (956) en el mismo sitio, corresponderíanmás bien a Manambolites sp. y Libycoceras sp.respectivamente (Bengtson in Mourier et al., 1988).

En el Sur del Perú, un delgado nivel delutitasnegras marinas de las formaciones Vilquechico yYuncaypata, que contiene el selacio S. stromeri ylas carofitas Feistiella ooalis y Platycbara perlata(Peck y Reker, 1947; Newell 1949; Kalafatovich,1957; Dávila y Ponce de León, 1971; Marocco,1978; jaíllard et al., 1993) ha sido correlacionadocon la transgresión datada del Campaniano medioen el Pongo de Rentema (Iaillard et al., 1993,1994:figuras 26 y 28). Este nivel es también conocido enBolivia (Sempéré et al., 1987; Sempéré, 1994).

En el Sur de la zona subandina de Ecuador, eltope de la Formación Napa ha sido datado local­mente del Campaniano (Faucher et al., 1971). En elresto de la cuenca oriental ecuatoriana, el tope de laFormación Napo se caracteriza por niveles arenosos(Areniscas. M-l.) datados según los lugares delSantoniano o del. Campaniano inferior (figura 24).

Dichas observaciones indican que durante laparte temprana del Campaniano ocurrió una trans­gresión marina importante. La edad más precisa es­taría dacia por los amonites del Pongo de Rentema,pero se requieren más estudios (P. Bengtson, co­municación personal). Por lo tanto, podría tratarsede la transgresión eustática del fin del Campanianoinferior, cerca de 79,5 Ma según Haq et al. (987).

4.2. LitoestratigrafiaEn el Oriente peruano, los depósitos marinos

de la secuencia campaniana comienzan con arenis­cas (Formación Vivián inferior), siguen con limoli­ras negras y terminan con limolitas continentales.Sobre ella yacen en discordancia las areniscasmaastrichtianas (Formación Vivián superior), loque indica la ocurrencia de erosiones de ecladCampaniano superior. La misma disposición se ob­serva en el Oriente ecuatoriano.

En el Pongo de Rentema y en el Sur del Pero,las delgadas lutitas marinas negras atribuidas alCampaniano descansan directamente sobre' las .lí­molitas rojas santonianas y sobre ellas yacen depó­sitos rojos continentales más o menos finos, cu­biertos en discordancia por areniscas del Campa­niano terminal-Maastrichtiano (Sur del Pero o Bo­livia) o por conglomerados del Paleocenoterminal-Eoceno inferior (Pongo de Renterna).

La litología sugiere una posible correlaciónentre las areniscas de base de las formaciones

Vilquechico y Yuncaypata superior o El Molino yla Formación Vivián s.l. Sin embargo, (1) la bioes­tratigrafía indica que la parte inferior de la Forma­ción Vivián sería coetánea a la transgresión de laparte superior de' las formaciones Vilquechico yYuncaypata medio, o Chaunaca; y (2) la disconti­nuidad mayor se encuentra en la base de las for­maciones Vivián superior, Vilquechico superior yYuncaypata superior: Por estas razones, correlacio­namos la Formación Vivián inferior (areniscas y lu­titas sobreyacentes) con la. secuencia campanianade las formaciones Vilquechico y Yuncaypata su­perior, y la Formación Chaunaca de Bolivia(Sempéré et al., 1987, 1988).

Campaniano:

O Sin afloramientos

E2J Laguna del CBmpanlano

~ Laguna del campanlano superior,

~ Presencia de todo el campanlano'

Fig. 2S - Repartición de-los depósitosdel Campaniano inferior y del Campaniano superior

en el margen peruanoCompárese con la figura 20.

5. Las transgresiones del Maastrlchtianoinferior-medio y la regresióndel Maastrlchtiano superiorLa. secuencia maastrichtiana constituye un nivel

guía a nivel de los Andes centrales, con una sucesióncaracterística y que puede corremacionarse desde elEcuador hasta Bolivia. La base está siempre marcaclapor un nivel arenoso discordante que representa una .consecuencia de la fase peruana mayor del Campa­niano superior (Jaillard, 1993, 1994~ Sernpéré, 1994).

La fase peruana mayor del Campaniano su­perior es responsable, por ejemplo, del sobre­escurrimiento de Cincha-Uuta en la zona de Are­quipa (Vicente, 1989; jaillard, 1993), de la creaciónde la cuenca muy subsidente de: Capas Rojas deCuzco-Sicuani (Noblet et al., 1987; López y Cór­dova, 1988; jaíllard et al., 1993: figura 26), de laemersión definitiva de los Andes peruanos y de lalaguna sedimentaria del Campaníano superior enla mayor parte del margen, de la aparición de de­tritismo grueso en varias zonas, de: la transgresiónde los conglomerados Sandino en las cuencas deTalara y de la discordancia de los conglomeradosTablones en la cuenca de Lancones (ver síntesis enjalllard, 1993, 1994; Sempéré, 1994).

5.1. BtoestratigrafiaEn el Oriente peruano, el Maastrichtiano está

representado por las zonas pallnológicas deGabonisporites (Fms Cachiyacu y Huchpayacu) yA. senegalensis (Fm Casa Blanca) de Müller (981)y de A. spinosus y G. oigourouxi de RobertsonResearch (990), siendo la última-probablementeuna zona de facies más que unabiozona.estratígrá­fica. Dichas biozonas son de,' edad Maastrichtianoinferior (Robertson Research,' 1990). Gutiérrez(1982) definió dos biozonas basándose en, carofi­ras: las de R. roili y F. gildemeisteri que caracteri­zan a la Formación Huchpayacu.

Müller(981) identificó la zona de Gabonisporitesen las secciones de los Pongos de Manseriche y deTiraco y en el río Cushabatay.

Gutiérrez (982) encontró las zonas de R. rolliy F. gildemeisteri en las cuencas Huallaga, Mara­ñón (Fyfe, 1962) y Ucayali (Koch y Blissenbach;1962). Sin embargo, tienden' a desaparecer en- laparte Este de las cuencas Marañón, Huallaga yUcayali y más al Sur en lis CUencas Ene y Madrede Dios (excepto en el Pongo de Coñec y en Nu­síníscate, Gutiérrez 1982).

La zona inferior de A. spinosus,'consíderadacomo una biozona guía confiable, ha sido identi­ficada en todos los 'pozos y secciones estudiados(incluso en Madre de Dios), excepto en Nanay 26xy Tangarana 4X del Noreste de la cuenca Marañón,y Aguaytia 3X y La Frontera 3X de la cuenca Uca­yali (Robertson Research, 1990). La zona superiorde G. vigourouxi en cambio solo ha sido recono­cida en los pozos Aguaytia 3X, Chapuli IX, JíbaroIX y Cuinico Norte y en la sección del Río Cusha­batay. Sin embargo, esta ausencia parece deberseya sea a que los niveles son estériles (Charnbíra123X, Mahuaca 3X y Cashiboya 29X), o a que nohan sido _estudiados (Ungumayo IX, Tangarana4X, Nanay 26x,.Oxapampa 7-1). En cambio, en elPongo de Mainique (cuenca Madre de Dios), el Pa­leoceno parece, descansar directamente sobre elMaastrichtiano inferior (Soto, 1982).

En los Andes peruanos, el Maastrichtiano estátodavía mal datado. En el Pongo de Rentema, losarnonites maastrichtianos de Rivera (1956) hansido reconsiderados y atribuidos luego al Campa­niano (Bengtson in Mourier et al., 1988). Sin em­bargo, el Maastrichtiano podría existir bajo la

NE

CHTIANO

MAASTRI-

TURONIANO

CONJACIANO

$ANTONIANO

-<:~=--""""r+1CAMPANIANO

CUENCA ORIENTAL

VILCUECHICO

:\ . ~~Muñari I ¡¡¡roí EOCENO

-.h"MI-t-" ,'@< ' !'ALE~EN~

@Il Amonitas

~ Foraminíferoa

§ Peces, selacioa

00 carotitas'

~ Dinosaurios

~ Paleocorrientes- '

~ Conglomerados

sw DLutitas• Calizas

~Areniscas

CUENCA OCCIDENTAL

CARUMAS

.F Jah abcde:~~ ~~'11 '

Fig;26 • La sedimentación senoniana del Surdel Perú; segün-Iáillard (1993)La grano-credencía-vertícal, y-de Oeste a EStede los depósitos expresa la-actividad tectónica creciente en el tiempo ysu progresión hacia el Este. Nótese la importancia de-la díscontinuidadrdelCampaníano superior, resultado de la fase' .peruana mayor.

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I

100

C 8 9 F. gildemeisteriUZ, P: grambastii

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Ni1,2' Feistiella ova/is

50

QP 38 Nite/lopsis suprap/ana'QP 37 Nitellopsissuprap/ana

QP 41 Nitellopsissuprap/anaQP 40- Nite/Jopsis suprap/ana

Cuz 7 F. gildemeisteri. P. grambastiix Puq 1,2 F. ovalis; P. perlata

~~g QP 34 Nitellopsissuf:'rap/ana.~ Lamprothammum sp.

cuzco

..,=~~x? ------------l

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Mega-

CHILCA

secuencia

Formación

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~ Mega--O secuencia

probable > >U. >'

> >X

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estos niveles, Jaillard et al. (1994) definieron unazona de carofitas caracterizada por Feistiellagildemeisteri y Platycbara grambastii, general­mente asociadas con Amblyocbara peruuiana, quese correlaciona con las zonas de, R. ro//i y F.gildemeisteri de Gutiérrez (1982) - figuras 27 y 28).

En Bolivia, la sucesión sedimentaria de la For­mación El Molino es' similar (Gayet et al., 1991;

_., Jaillard et al., 1993; Gayet er al., 1993). Una-data­ción radiométrica indica una- edad del Maastrich­tiano inferior en niveles .equívalentes a.la parte in­ferior de la: Formación Cachiyacu (Marshall. ySempéré, comunicación personal).

r>I Yesol2.2J

Ostras

Vi 18 Selacio,Aetinopterygiano

, Vi 38 Actinoptetygiano , ,

Vi 35 SelacioscJerorlJynchid80 < 31

r- Mega-,secuencia

Vi 32 Actinopterygian <o.. Fm

Trazas de dinosaurios >-Yuncaypata

supenor

Vi Z7'P/atychara periata' < 1" secuencia-Vi 26 Moluscosmarinos O

Vi 24 Amblyochara sp..Vi 22 F. ovalis,Peckisphaera sp. Z xVi 21 Feistiella ovaJis ::> 2"secuencia

>- 21 '

Mega"secuencia

~ ~Ó Feistiella gildemeísteriVi 49 P/atycharB grambasti/Vi 47 ActlnopteryglanoVi 43 Feistle/Ia gildemeísteri

-Vi 41 Selacio -,-------1

VILQUECHICO

D Margay Lutita

t:U{~ Conglomerado..~.

lera

1"

2"

3"

2"Secuencia

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l'Megasecuenci

FmVilquechicoinferior

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<!' :E..C\I

Formación MUÑANI

GrupoCOTACUCHO

11I Caliza

1~1l&1~1 Arenisca

Fig.27 - Estratigrafía y sedimento1ogíadel Grupo Vilquechico (zona de Puno) y de la FormadónYuncaypata(zona del Cuzco) del Sur del Perú (según Jaillard et al., 1994)

Las Fms Vílquechíco inferior (¿Coniaciano?) y medio (Santoníano-Campaníano) se correlacionan con la Fm Chontasuperior. La Fm Vilquechicosuperior (¿Campaniano superior? y Maastrichtiano) es equivalente a las FmsVivián, Ca­chiyacu,Huchpayacu y Casa Blanca.La FmChi1ca(paleoceno) es equivalente a la Fm Yahuarango de-la serie oriental.

forma de un nivel delgado con selacios y caroficas(Mourier et al. 1988: figura 30).

En los Andes del Sur del Perú, los Grupos o For­madones Vilquechico, Yuncaypata, Hanchipacha,Moho, etc. comprenden una unidad sedimentariasuperior de lutitas -abigarradas bien reconocibles.En la parte inferior de esta unidad, una transgresióndepositó estratos marinos que contienen carofitas,selacios, moluscos y dinosaurios de- edad maas­trichtiana (Grarnbast et al., 1967; Dávila y Poncede _León, 1971; Carlotto, 1992; Jaillard et al., 1993:figura 27), y está correladonada con la transgresíón.de la Formación Cachiyacu (Iaillard et al., 1993). En

SUR DELPERÚNORT,E: ESTE DEL PERÚ BOLIVIA AsociacionesPERU de carofltas

EOCENO FmMUÑANl ? ? ? I r---:?--- s"''' .. Ms8d18rle/1B-

FmCHILCA I ca ~ • l. U' .... N. suprap/8I1BPALEOCENO ~¡8ca .• 11 ca e!

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SANTONIANO s .Q)~"l: ~ '& ~ .Q a: Ola.: -e:; ~OI a..~-~-

CONIACtANO Q, l' Megasec. F ~o..:O . . u.;

Fig. 28 - Síntesis de-la ocurrencia de las principales especies de carofitas en el Senoniano y Paleó geno delmargen peruano, y propuesta de una biozonaci6n, según [aillard et al. (1994)

En resumen, la base de la secuencia se caracte­riza, en todas las zonas orientales del-margen; poruna transgresión eustática mayor que se puede co­rrelacionar con la transgresión del Maastrichtianoinferior de -la (zona de 'lanceolata, 73,5 Ma, segúnHaq et al., 1987).

5.2. LitoestratigrafiaEn el Oriente peruano, la secuencia maastrich­

tiana incluye cuatro formaciones.La Formación Vívlán superior está constituida

por areniscas gruesas discordantes sobre la Forma­ción Chonta. superior ola Formaciónn Vivián infe­rior. Es equivalente a las, areniscas de base de laformaciones Vilquechico superior Qaillard et al.,1993: figura 27), Yuncaypata superior (Carlotto,1992) y El Molino (Sernpéré et al., 1988). Es proba­blemente equivalente a las areniscas . M-l· de laparte somital de ia Formación Napo y Basal.Tenadel Maastrichtiano del Ecuador (Faucher et al.,1971; Brístow y Hoffstetter, 1977: figura 24).

La Formación Cachiyacu, caracterizada por luti­tas y calizas negras marinas, es un buen nivel guía,correladonable con niveles de litología y ambientesimilares a los de las formaciones Vilquechico su­perior, Yuncaypata superior del Sur del Perú (basede la segunda secuencia, figura 27), El Molino(Bolivia) y Tena (Ecuador, figura 24).

La Formación Huchpayacu, caracterizada por li­rnolítas rojas continentales, constituye la parte re­gresiva de la. transgresión maastrichtiana (tope dela segunda secuencia de la Fm Vilquechico supe­rior, figura 27).

La Formación Casa Blanca, constituida por

areniscas blancas, solo es. conocida localmente:(Huallaga Este, Ucayali Este, Sicuani). Representael término más regresivo de la secuencia y puedeestar ausente ya sea por emersión o por erosión,especialmente en las zonas más occidentales de lacuenca oríental.. Es difícil correlacionarla con lasformaciones del Sur del Perú o de Bolivia, ya queocurre allí una nueva transgresión (tercera secuen­cia de la Fm Vilquechico superior, figura 27).

6. Conclusiones .La serie senoníana del margen peruano. se ca­

racteriza por cuatro transgresiones marinas mayo­res de edad Coniaciano inferior, Santoníano infe­rior, Campaniano • medío . y Maastrichtiano infe­rior, restringidas a la cuenca oriental o a las partesorientales de los Andes peruanos, pero muy exten­sas en estas zonas. Cada transgresión está seguida.de regresiones importantes que. dieron lugar a .la­gunas sedimentarias y/o erosiones, reflejadas porla ausencia de las asociaciones paleontológicas co­rrespondientes y por dicordancias entre las se­cuencias.Estas transgresiones constituyen niveles guía y die­ron lugar al depósito de secuencias sedimentariasgeneralmente bien individualizadas. Estas secuen­cias comienzan a menudo con depósitos arenosos(Santoniano inferior del Sureste del Perú, Cam­paniano • rnedío . del Norte de la cuenca Marañóny del Ecuador, Maastrichtiano inferior en toda lazona excepto en la zona subandina ecuatoriana)cuyo medio de depósito, significación y geometríaserá importante estudiar, ya que constituyenimportantes reservorios en la cuenca oriental.

VI - LOS crcios DEL PALEóGENO

1. PresentaciónDurante el Paleoceno superior, e! Eoceno supe­

rior y el Oligoceno superior, ocurrieron importan­tes eventos tectónicos en e! margen andino (fasesInca 1 y 2, Y fase Aymara.. Marocco el al... 1987;Sébrier et al., 1988; Noble et. al., 1990; Benítez etal., 1993;]aillard, 1994, por ejemplo). Dichos even­tos provocaron una regresión, levantamientos yerosiones en la mayor parte del margen. Por lotanto, e! Paleoceno superior o el Eoceno descan­san a menudo directamente sobre el Maastrich­tiano. Sin embargo, la naturaleza continental de losdepósitos rojos paleocenos impide dataciones pre­cisas como para determinar la edad e importanciade las lagunas sedimentarias.

2. El ciclo Paleoceno

2.1. En el Oriente peruanoEn e! Oriente, el ciclo paleoceno está represen",

tado por las formaciones Yahuarango (Kumrnel,1948) y Sol (Koch y Blissenbach, 1962), constitui­das por una serie de lutítas, límolitas rojas conti­nentales, localmente con yeso. Por lo tanto, cons­tituyen una zona palinológicamente estéril, ya quelos eventuales palinomorfos fueron destruidos poroxidación (Robertson Research, 1990). Descansanen concordancia sobre los depósitos maastríchtía­nos y es generalmente dificil reconocerlas conbase en registros eléctricos.

El Paleoceno corresponde a las zonas sucesivasde carofitas de Sphaerocbara spp. (asociadas conPorocbara gildemeisteri costata (ahora Feistiellacostata), y de N supraplana, asociada conKosmogyra monolifera (ahora conocida comoMaedleriella monolifera), Peckicbara spp. yHarrisicbara spp. de Gutiérrez 0975, 1982).

En e! Sur de Europa; e! género Spbaerocbara esconocido desde e! Campaniano superior hasta e!Paleoceno (Babinot et al., 1983;' Feist y Freytet,1983; Feist y Colombo, 1983; Philip et al., 1984; fi­gura 29); En Bolivia, Sempéré (comunicación per­sonal) y Gayet et al. (993) identificaron unacuarta secuencia al tope de la Formación El' Mo­lino, que atribuyeron al Paleoceno basal. Esta se­cuencia podría corresponder a la zona deSpbaerocbara spp. de Gutiérrez (982); En carn- ­bío, Koch y Blissenbach (962) atribuyen al Cretá­ceo terrninalla zona deF costata de la FormaciónSol inferior (equivalente a la zona de Spbaerocbaraspp. de Gutiérrez 1982), ya que observan uncambio drástico de la' rnicroflora entre sus:zonas de­F. costata (Cretáceo terminal) y' N. supraplana(Terciario basal). En este caso, el límite Cretáceo- •Terciario estaría ubicado por encima de la zona deSpbaerocbara spp. La falta de evidencias claras

nos lleva a atribuir provisionalmente la zona deSpbaerocbara spp. al Paleoceno inferior, deacuerdo con Gutiérrez (982).

GÉNEROS YESPECIES DE

CAROFITAS' 's.Sl

• U) ci~ c.c.. ~ ...... C.·<lI~ci:Jl· <lI; ~ e,ª: g.,j e' .. lI) g.~ l¡j

PISOS ~'S~'~ l¡¡'~ i-<lI; ~j ~~<-l :12 .!!l ~ ~ ~ ~ 'ti ~ ~ ~ESTRATI- .Q, ~ 'i ss lI) ~ e a e; 8. ~GRÁFICOS ~ «' ~ ~ ~ ~ ~ C1. ~ ~ ¡f ~ ~

supoPALEOCENO

Int.

supoMAASTRICHT.

int.,-,

supoCAMPANIANO

int.

SANTONJANO

Fig. 29 - Rango estratigráfico de algunos géneros yespecies de carofitas encontrados en el Cretáceo'

superior y Paleoceno del Sur de Europa(según Babinot et al., 1983; Feist y Freytet, 1983;

Feist y Colombo, 1983; Philip et al., 1984)

Los géneros Harrisicbara y Peceicbara son co­nacidos desde el Campaniano hasta e! Paleoceno; elgénero Maedlerieüa caracteriza al intervaloMaastríchtíano-Eoceno medio tardío; el géneroNitellopsis solo aparece a partir de! límite Cretáceo­Terciario vN. supraplana es indicador del Paleoceno(Babinot eral., 1983; Feist y Colombo¡ 1983; Philipet al., 1984: figura 29). Por lo' tanto, la zona de N.supraplanaes seguramente de! Paleoceno.

2.2. Comparación con regiones vecinasEn los Andes, el ciclo paleoceno está muy mal

datado, excepto en ciertos lugares.En el Sur del Perú, está representado por la

FormaciónChilca (Audebaud, 1973). En Cuzco, ccrrnienza con una secuencia de limolitas, areniscas yconglomerados' continentales con restos de verte­brados, y sigue- con una secuencia grano y estrato­creciente, de- ambiente lacustre en la base' yfluviátil al tope (Cariorto, 1992; ]aillard et al., 1993:­figura 27). Ambas secuencias contienen abundan­tes N. supraplana; lo que permite atribuirlas al' Pa- 'leoceno y correlacionarlas con la biozona homó­nima- de- Gutiérrez ' (982). La presencia" de­Lamprotbamnium sp. en la secuencia inferior su­giere un ambiente salobre-y la proxirnidadde! mar(Jaillard et al., 1994). En Sicuani, la Formación

Fig. 30 - Sección de.Ia serie del Cretáceo superior­Terciario de la zona de Bagua,

según Mourier et al (1988) YNaeser et al. (1991)

3.1. El ciclo Eoceno inferiorEn el Oriente peruano, el ciclo Eoceno inferior

está representado, por la. Formación Pozo, que'comprende' un nivel basal grueso (Basal.Pozo), unhorizontede Imitas y calizas: marinas: o salobres; y .limolitas. rojas continentales: Era considerada

Hacia el lado Oeste de la cuenca oriental, una.laguna de la parte inferior, y localmente de todo elciclo Paleoceno (Renterna, Oeste del Ecuador),comprobada por los· datos estratigráficos' y .sedi..mentológicos, se debe a fenómenos tectónicos li­gados.a.la, fase tectónica del Paleoceno superior­Eoceno basal;

superior

MIOCENOInterior

MIOCENO

PUOCENO

OUGOCENO

superior

CAMPANIANO

SANTONIANO

CONIAClANO

500

Om·

12.4..1.6

1II- s.e.. l.l

Mbo Interior,

Mbo·superior

Fm

m

FmCELENOIN'

SAMBIMERA·

FmRENTEMA

Fm'SANANTONIO

CUATERNARIO

FmTAMBOAAPA

3. El ciclo EocenoEn el.cíclo del Eoceno predominan importantes.

transgresiones eustátícas, y está enmarcado por.loseventos tectónicos del Paleoceno superior-Eocenobasal{fase Inca 1, 57-S4Ma) y del Eoceno superior(fase mayor Inca 2,. 42~38 Ma, Mégard,. 1984; Sé­brier etal., 1988; jaíllard, 1994). Por lo tanto, em­pieza a menudo con conglomerados gruesos. se­guidos de dos: secuencias constituidas. por depósi­tos marinos, salobres o lacustres, sobre los queyacen capas rojas contínentales.

2.3. ConclusionesLa base del • ciclo Paleoceno • (zona de

Spbaerocbara spp. de Gutiérrez 1982), conside­rada. en: el presente trabajo como del Paleocenoinferior, pertenecería todavía al Cretáceo terminal,según' Koch y Blissenbach 0962, zona de F.costata). Su parte superior es indudablemente delPaleoceno (¿tardío?).

Este ciclo parece estar completo solo en el cen­tro de la: cuenca orientaL Sin embargo, una lagunaestratigráfica entra: las zonas de Spbaerocbara spp,y N. supraplana es sugerida al menos .localmentepor- el: cambio drástico de' la mícroflora. y' por: la'presencia, en la-de la cuenca Ucayali, de un nivelrico en caolinita (Fm.Sol-Z) que se podríainterpre­tar como un: paleosuelo (?J.

Chilca corresponde a una espesa serie de límolítasrojas finas (Audebaud, 1973). En Bolivia, la Forma­ción Santa Lucía comienza con limolítas rojas quepasan gradualmente a yesos o areniscas (Sernpéré,1994). Contiene una rica fauna de vertebrados delPaleoceno inferior a medio (Tíuparnpa, Gayet etal., 1991; de Muizon, 1991).

En estas zonas, la ausencia aparente de la bio­zona de Spbaerocbara spp. sugiere una laguna se­dimentaria del Maastrichtiano terminal y/o del Pa­leoceno inferior. Sin embargo, se necesitan más es­tudios de las' carofitas paleocenas y/o más datado­nes radiométricas para comprobar dicha hipótesis.

La faja Oeste de la. cuenca oriental presenta amenudo una laguna sedimentaria de todo, o de lamayor parte del Paleoceno. Esta laguna puede de­berse a un levantamiento tectónico de edad Paleo­ceno, y/o a erosiones ligadas a la fase tectónica delPaleoceno superior-Eoceno basal (Marocco et al.,1987; Noble et al., 1990; Benítez., et al., 1993;]aillard, 1994; Sempéré, 1994). En la zona de Puno,sobre la Formación Vilquechico superior yacen enconcordancia algunos metros de limolitas púrpurasatribuidas a la Formación Chilca y luego los con­glomerados .. eocenos de la Formación Muñani(Jaillard et al., 1993: figuras 26 y 27). En Rentema,sobre la Formación Fundo el Triunfo rnaastrích­tiana yacen en leve dicordancia angular los conglo­merados de la Formación Rentema (Mourier et al.,1988), datados, mediante trazas de fisión, del límitePaleoceno-Eoceno (Naeseret al., 1991:figura 30).

En la zona subandina de Ecuador;la FormaciónTiyuyacu del Paleoceno superior-Eoceno inferior(Faucher et al., 1971) descansa directamente, endiscordancia, sobre la.Formación Tena maastrich­tiana (Faucher et: al., 1971; Bristow y Hoffstetter,1977). Eh el Norte del Oriente ecuatoriano, la For­mación Tuyuyacu; datada del Eoceno inferior, des­cansa en discordancia sobre solo 50 metros. de ar­cillas y areniscas rojas. atribuidas, al Paleoceno(Benítez et al., 1993: figura 31).

Fíg, 31 - Estratigrafía del Palógeno de laparte norte del Oriente ecuatoriano,

según Benítez et al. (1993)

inferior

EOCENOmedio

asuperior

EOCENO

MIOCENO

OLIGOCENO

.PALEOCENO?

Toba·::lÜ-c>­::l>-~

Eu.

FmCHALCANA

FmTENA

En los Andes peruanos," los datos bíoestratígrá­ficos no son 10; suficientemente detallados como'para reconocer los depósitos correspondíentes.. En·Bagua, el Eoceno. superior está marcado: por una.laguna sedimentaria (figura 29).

En el Norte del Oriente ecuatoriano, Benítez etal. (993) evidenciaron una transgresión de edadEoceno medio' a superior. (Fm: Orteguaza. inferior;figura 31), por la presencia.: de los foraminíferosHaplopbragmoides aff desertorium;..H. cbilenum.vTrocbammina teasi,y los pólenes Retitricolporites .guianensis.v- Verrucatususmensis:

Se la puede correlacionar' tentatívamente: con

una zona de Yerrucatosporites usmensis de edadEoceno superior, que correlacionaron equivocada­mente con la Formación Pozo. En 1990, identifi­caron la zona de S. undulatus, del Eoceno medioa superior, localmente de medio marino marginala salobre (centro-Norte de la cuenca Marañón).Probablemente corresponde a la zona superior delEoceno (ostrácodos y pequeños gasterópodos) de­finida por Gutíérrez (1982).

3.2. El ciclo Eoceno medio-superiorEl ciclo Eoceno medio-superior ha sido puesto

en evidencia recientemente. En el. Oriente: pe­ruano, Robertson Research (1981) identificaron

anteriormente como oligocena (Williams, 1949;Gutiérrez, 1975; Seminario y Guizado: 1976), perofue atribuida al Eoceno superior por RobertsonResearch (1981, zona de Yerrucatosporuesusrnensis) y al Eoceno por Aliaga (1981). Corres­ponde probablemente a la zona inferior deAmmobaculites "P" (con Haplopbragmoides spp.,Trocbammina spp. y ostrácodos) de Gutiérrez(982) identificada en la cuenca Marañón y elNorte de la cuenca Ucayali. Robertson Research(990) la dataron del Eoceno inferior (zona de F.perforatus). La 'zona de F. perforatuscontiene fósi­les de medio marino marginal a salobre en la partecentral a oriental de la cuenca Marañón y en laparte Norte de la cuenca Ucayali.

En todos los Andes, la base de la secuencia eo­cénica (Eoceno inferior o Paleoceno superior ?)

está representado por conglomerados gruesos, so­bre los que yacen a menudo depósitos lacustres.En la zona de Bagua, la Formación Renterna.Iequí­valente a las areniscas Basal Pozo) ha. sido atri­buida, mediante una toba datada por trazas de fi­sión, del Paleoceno superior-Eoceno inferior'(54 ± 6 Ma, Naeser et al., 1991, figura 30). La parteinferior de la Formación Sambimera sobreyacente;correlacionada con la Formación Pozo: depositadaen ambiente lacustre (figura 30); contiene las caro­fitas Maedleriella sp.,· N. supraplana y •. Cbarastrobilocarpa " que' indican una edad no másreciente que el Eoceno medio (Mourier et al.,1988; Naeser et al., 1991).

En Bolivia, sobre la Formación Santa Lucia ya­cen en discordancia las areniscas conglomeráticasde la Formación Caraya, que incluye una intercala­ción lacustre en su tercio inferior (Sernpéré, 1994),probablemente equivalente a los niveles salobres dela Formación Pozo. Dichas unidades' han sido.'da­tadas, por vertebrados del piso Casarnayoríano, deedad Eoceno inferior (Marshall y Sempéré, 199,,1).

En el Oriente ecuatoriano, la Formación Tiyu­yacu, discordante, comprende conglomerados ba­sales y lirnolítas rojas .. Contiene los pólenesMonoporites annuloides; M. ioerensis y el foraminí­fero Globanomaiina sp. (Norte de la zona; suban­dina, Faucher et al., 1971), así como los foraminí­feros Ammobaculites spp., Haplopbragmoidescbilenum, H. d. walteri y Rzehakina sp. (Norte de .la cuenca oriental, Benítez et al., 1993), que indicanel Eoceno inferior y un ambiente. de depósito ma­rino a salobre (figura 31). Se correlaciona con laFormación Pozo. Podría corresponder a la transgre­sión eustática del Eoceno inferior (Ypresiano,52,S Ma, según Haq et al., 1987).

las transgresiones del inicio del Eoceno medio (Lu­tetíano, 48 y 45,5 Ma, Haq et al. 1987).

3.3. ConclusiónEl ciclo Eoceno comprende dos secuencias.Las areniscas o areniscas conglomeráticas Basal

Pozo pueden correlacionarse con las de la base delciclo Eoceno de los Andes y pueden ser atribuidasal Paleoceno terminal o Eoceno basal. Representanuna consecuencia de la fase tectónica Inca 1 delPaleoceno superior-Eoceno basal, lo que explicatambién la discordancia de base y las erosiones dela secuencia paleocena. Las lutitas y calizas mari­nas a salobres sobreyacentes de la Formación Pozocoinciden con una transgresión marina del Eocenoinferior (Faucher et al., 1971; Robertson Research,1990; Benítez er al., 1993).' ,

Una nueva transgresión, datada del Eocenomedio-superior (Robertson Research, 1990; Benítezet al., 1993); puede atribuirse al Lutetíano, yaque enesa época ocurren transgresiones eustátícas impor­tantes, anteriores a los eventos tectónicos del Eo­ceno superior. Esa transgresión; todavía poco docu­mentada, parece ser un poco más restringida ymenor que la anterior. Es desconocida en los Andes:

4. El ciclo Oligoceno-En el Oriente peruano, el Oligoceno indiferen­

ciado está 'representado por la zona de C.dorogensis(Robertson Research, 1990) que corres­ponde' a la Formación Chambira (Kumrnel, 1948),constituida por lutitas, margas, yeso, y areniscas enmenor Cantidad. Kumrnel (1948) menciona, gaste­rópodos y' bivalvos- del Oligoceno superior­Mioceno inferior, pero sin precisar su posición es­tratigráfica, Seminario y Guizado (1976) y Gutié·­rrez (1982) mencionan numerosas- caroñtas (entrelas cuales' T.' ucayalensis princtpatts), ostrácodos,restos-de' peces y conchas, y atribuyen la Forma­ción Chambira al Mioceno.

En los Andes peruanos; los depósitos oligoce­nos son generalmente·conglomerados·gruesos.mal.

CAPITULO IVSíntesis estratígráfíca.yconclusiones

r . SINTESIS ESTRATIGRÁFICA

El análisís crítico y la síntesis de los.datos estra­tigráficosy de: las .biozonas establecidas por Müller(1981) y Robertson Research (1990) en el Orienteperuano; así. como su comparación con los datosestratigráficos de' regiones vecinas permitió conflr­mar; precisar; o a veces modificar las edades de las

datados, como los del Grupo Puno, datado me­diante carofítas (Chanove et al. 1969).

Son mejor conocidos en las cuencas de ante­arco (Macharé et al., 1986; Ballesteros et al., 1988).En las cuencas on-shore, sobre·una unidad inferior(¿Eoceno superior?) yacen en discordancia ya seadepósitos parcialmente marinos atribuidos al Oli­goceno superior-Mioceno inferior (cuenca Moque­gua: Marocco et al., 1985), o francamente marinos;datados mediante diatomeas (cuenca de Pisco:Macharé et al., 1988; Sébríer et al., 1988).

En el Oriente ecuatoriano. la Formación Orte­guaza(o Chalcana), constituida por lutitas con Iímolí­tasy areniscas, fue-atríbuída al Oligoceno por la pre­senda de Ammobaculues spp., Haplopbragmoidesspp. y Trocbammina spp. (. fauna de AmmobaculuesA .: Tschopp, 1953; Faucher et al" 1971;. Bristow yHoffstetter; 19m. En· el Norte del otiente: ecuato­riano; Benítez-et: al, (1993, figura 31) mencionan; altope de la formación, foraminíferos planctónícos.(Globorotalia mayeri, G. opima nana), foraminíferosbentónicos (Ammobacutues sp., Discaminoides sp.,Trcchamrninaasagaensisy y' pólenes (C. dorogensis;Momipites· a.fricanus) que indican juntos' una edad.Oligoceno superior y' unr.medío marino marginalhasta manglar. Este resultado constituye la primera:mención de una transgresión marina de edad oligo­cénica en la cuenca oriental' de los Andes .centrales.

En Bolivia, la Formación- Petaca, depositada: enambiente continental, correspondería al Oligocenosuperior-Mioceno medio (Marshall er al., 1993).

En conclusión; la:mayoría de los datos apoyanuna edad Oligoceno superior: hasta Mioceno infe­rior, para la transgresión marina que puede' corre­lacionarse' con. los: depósitos dei.la. zona, de C.dorogensis.. Si ese es; el. caso, es: probable: que'exista una, laguna sedimentaria: mayor de edad.Eo­ceno superior-parte' inferior del Oligoceno supe­rior entre las' formaciones Pozo y' Chambira, de-­bida a.los efectosde la fase tectónica. incaica ma­yor del Eoceno superior y de' la fase Aymara delOligoceno superior (Sébrieret al.,.1988)._

bíozonas y formaciones correspondientes. Además,permitió poner en evidencia (1) varios niveles guía..'que representan máximos de' transgresión eustáticay constituyen; por lo tanto; líneas, de tiempo(aunque gruesas); (2) varias lagunas sedimentariasque' coinciden generalmente con regresioneseustáticas, posiblemente reforzadas por levan­tamientos tectónicos. Por lo tanto, entre una-lagunasedimentaria y un máximo de transgresión, existennecesariamente discontinuidades importantes.

Estos elementos permiten defínírsecuencías dedepósito, tal como las establecidas por Vail et al.

(1987), Haq et al (1987) o Van Wagoner et al.(1988), que analizaremos utilizando los conceptosy el método de Homewood et al. (1992).

1. Las secuencías« neocomíanas »

Pudimos definir: (1) la discontinuidad de basede la Formación Cushabatay, atribuida al límiteBerriasiano-Valanginiano; (2) un máximo de trans­gresión de edad Valanginiano medio a superior;(3) un máximo de transgresión de edad Aptianoinferior. El límite superior de la secuencia. Neoco­rníana • está constituido por la transgresión de lazona de P. oaldtoiae del Albiano inferior.

El Valangíníano (zona de D. etruscus; figura 32)solo existe en la parte Oeste de la cuenca; el Aptianoinferior (zona de A- operculatus) puede descansar di­rectamente sobre las rocas pre-cretádcas (centro-Estede la cuenca) y es probable que la misma disposidónse observe más al Este con la transgresión albiana,evidendando~ una disposidón en ~4ap a: granescala, determinada por las transgresiones eustáticas.

Por lo tanto, con el conocimiento actual de. la.estratigrafía, podemos definír por lo menos dos ·se­cuencias mayores de depósito, pudiendo las are­niscas basales del Valanginiano inferior represen­tar una tercera secuencia.

2. Lamegasecuencla aIbiana y la regresióndel Cenomaníano inferiorPudimos establecer que la secuencia de trans­

gresión de la zonade·P. oaldioiae; en donde estápresente, constituye una línea de. tiempo cuya basetiene una edad cercana al límite Aptiano-Albianoffi~ra3~. .

La .laguna estratigráfica casi generalisada del Al­biano inferior a medio (zona de-E. jardinei; figura 30)expresa un hiato sedímentarío que puede' probable­mente correlacionarse. con la superficie. endurecida(bard-ground) submarina (?) observable en los An­des, al tope: de las formadones Inca y Paríahuanca.

El máximo de transgresión del. Albiano medio'es un buen. nivel guía, síncrono, calibrado. poramonites y pólenes (zona de S. bargboornii; fl­gura 30). Corresponde probablemente a los máxi­mos de transgresión eustática del Albiano medio.

Después de depósitos marinos del Albianosuperior (zona de E.protensus), ocurre una regresiónque provoca la progradadón hacia el Oeste.del deltaoriental (Frn Agua. Caliente). La. mayor parte de lacuenca oriental emerge duranre el Cenomanianoinferior, provocando una laguna estratigráfica mayor(zona de Ai.jardinus; figura 30). Esta regresión fueprobablemente acentuada por los-eventos tectónicos,coetáneos de la fase Mochica.

3. La megasecuencia del Cenomaníanomedio-TuronianoLa gran transgresión del Cenomaniano medio

favorece el depósito de las areniscas deltaicas (FmAgua Caliente, zona de E. pseudoelasziñ. Unanueva transgresión, asociada con condensacionesposiblemente debidas a una gran regresión eustá­tica (Haq et al., 1987), provoca el depósito y posi­blemente la erosión del Cenomaniano superior (la­guna pardal de la zona de G. dioersus; figura 30).

Estos pulsos transgresivos culminan con latransgresión mayor del Turoniano inferior (zonade G. crassipoli; según Robenson Research, 1990,figura 32), En los Andes, esta transgresión está se­guida del depósito de. un cuerpo calcáreo de altonivel, de edad Turoniano medio a superior(Iaíllard et Amaud-Vanneau, 1993).

La ausencia generalizada de estos depósitos enla cuenca oriental (Robertson Research, 1990, fI­gura 32) puede ser interpretada de' dos maneras.Ya sea la atribución cronoestratigráfica al Cenia­ciano inferior de la zona de J. enricii por Robert- .son Research (1990) tiene que ser revisada, o bienocurrió un evento tectónico importante en el Turo­niano superior (fase Peruana precoz de ]aillard1993, 1994), que' provocó. la laguna sedimentariadel Turoniano superior por falta de depósito o ero­siones posteriores.

4. Las secuencias senoníanasEl Senoniano se caracteriza por cuatro transgre­

siones marinas mayores que dan lugar al depósitode cuatro secuencias sedimentarias bien' definidas,

La primera, secuencia está constituida por latransgresión mayor del Coniaciano inferior (zona.de L enricii; según Robenson Research, 1990,fi­gura 32), seguida de una. regresión en el Conia­ciano superior (Haq et. al., 1987). Sin embargo,Robenson Research (990) determina. como zonaguía la zona de P.fideli~ de edad Coniaciano su­perior (figura 32), lo que plantea el problema de laatribución estratigráfica de las zonas. coniacianasde esos autores (1990).

La transgresión marina del Santoniano inferior(zona de-D. senonicus; figura 32) está seguida. deuna transgresión importante del Santoniano supe­rior, expresada por la laguna general del Santo­niano superior (zona de T. microstriatus.. fi­gura 32), probablemente acentuada por efectos dela fase tectónica Peruana.

La transgresión del Campaniano inferior (zonade A. reticulatus) sería del Campaniano • medio •según Mouríer et al. (1988), y se termina con la re­gresión del Campaniano' superior, (zona de C.euribei, figura 32). La laguna sedimentaria y la dis­cordancia del tope de esta secuencia se deben a lafase Peruana mayor' del Campaniano superior"(Iaíllard, 1993, 1994).·

La transgresión mayor del Maastrichtiano infe­rior (zona de A. spinosus; figura. 32) es conocida entodas las zonas orientales del margen andino. La

parte regresiva de esta secuencia (zona de G.oigourouxi), de ambiente continental, está a me­nudo ausente o es estéril (figura 32).

5. Las secuencias paleógenasAl menos tres secuencias pueden ser distingui­

das en la evolución paleógena del margen peruano.

El ciclo paleoceno, ínregramente continental(zonas sucesivas de Spbaerocbara spp. y N.supraplana de Gutiérrez 1982, figura 32), podríaincluir dos secuencias separadas por una lagunasedimentaria. Un episodio lacustre en la base de lasegunda.constituiría un nivel guía.

La transgresión del. Eoceno inferior (zona de F.

SECCIONESY POZOS

ESTUDIADOS

PISOS

ESTRATI-GRÁFICOS

ZONASPALlNOLÓGICAS

Plio-Pleistoceno C.annulatus

MiocenoC. vanraadshooveni

Oligoceno C.dorogensis

EocenoS. undulatusF. perforatus

Paleoceno . Sphaero-N. suprap.

MaastrichtianoG. vigourouxiA spinosus

CampanianoC. euribeiA retieulatus

SantonianoT.mierostriatusD.senonieus

ConiacianoP. fideliil. enrieii

Turoniano

Cenomaniano

Albiano

Aptiano

¿Barremiano?Hauterivianovalanqiniano

G. erassipoliG. diversus

E.pseudoklasziiAjardinusE.protensus .S. barghoorniiE. jardineiP. valdiviaeE. tumulus .A opereulatusA spinulosus

D. etruseus

MARAÑ N UCAYAU M.deDIOS

~ ausente 11· marino D continental o no muestreo

Fig. 32 - Repartición de los niveles datados por pólenes (o amonites), medios sedimentarios y. ubicación de las Iagunas sedimentarias en la cuenca oriental

Se h adoptado la atribución al Coniaciano de la zona de 1. enricii por Robertson Research (990).

perforatus, figura 32) está marcada por areniscasderivadas de la fase tectónica Inca 1. Consiste endepósitos generalmente salobres, conocidos en va­rias zonas del margen.

La transgresión (o las transgresiones) del Eo­ceno medio-superior (zona de S. undulatus, fi­gura 32) es probablemente de edad Lutetiano. Noes conocida en los Andes peruanos. Está seguidade depósitos continentales, interrumpidos por lafase tectónica mayor Inca 2 del Eoceno superior(en realidad -Bartoniano-Priaboniano inferior,]aillard et al., 1994), que provoca lagunas sedimen­tarias y erosiones en todo el margen.

La secuencia del Oligoceno superior probable(zona de C. dorogensis) corresponde a una nuevatransgresión eustática, menos marcada que las an­teriores. Si se confirma esta edad, se comprobaríala existencia de una laguna sedimentaria mayor,deedad parte del Eoceno superior-Oligoceno inféríory medio. .

H - CARTA CRONO-ESTRATIGRAFICA

La definición de las secuencias de depósito, de'los niveles sincrónicos y de las lagunas sedírnen-.tarias a gran escala permite establecer. una cartacrono-estratigráfica (véase. Vail et al., 1987).

1. Presentación deja carta crono-estratigráficaUna carta crono-estratigráfica tiene como escala

vertical, no los espesores, sino el tiempo. Por lotanto, la carta no describe la geometría exacta delos sedimentos, sino que constituye un. calendariode los eventos deposicíonales.. .

La escala horizontal ~s una sección. transversalidealizada de la cuenca, es decir que eliminaremos.todas las particularidades regionales (topografía,movimientos. tectónicos' locales), para. establecerurr- modelo »estraugráflco basado en los datosbioy lito-estratigráficos; válida en sus grandes rasgosen cualquier parte de la cuenca.

Para el establecimiento de la carta crono­estratigráfica de 'la cuenca Marañón (que se puedeconstruir a cualquier escala), las hipótesis de baseson las siguientes: (1) los niveles sincrónicos sonlos máximos de transgresión; (2) las lagunas sedi­mentarias pueden' representar ya sea regresionesasociadas con períodos sin depósitos ni erosión, oniveles de condensación ligados a períodos trans­gresívos; (3) el substrato de la cuenca es llano ybuza regularmente hacia el Oeste.

Una carta crono-estratigráfíca permite visualizarla edad de los cuerpos transgresivos o regresivos,ubicar las lagunas sedimentarias y las zonas deerosión (que permiten tener una idea sobre el ori­gen del material detrítico), y establecer la .dispo­sición de los cuerpos. sedimentarios (on-lap, top­lap, etc). Por lo tanto, permite predecir con buenas

probabilidades de acierto el tipo de sucesión lito­lógica, de contactos, y de litología que se podráencontrar en cualquier parte de la cuenca, sa­biendo, sin embargo, que pueden ocurrir variacio­nes locales. Estas variaciones observadas entre lacarta crono-estratigráfica y la realidad (correlacio­nes de pozos por ejemplo) se deben a factores lo­cales, tales como levantamientos, erosiones, accí­dentes topográficos, etc., y su análisis aportará in­formaciones sobre la evolución tectónica de lacuenca (capítulo .Sedimentología o).

Para el establecimiento de la carta crono­estratigráfica de la cuenca Marañón, se adoptaronlas atribuciones estratigráficas propuestas en lasdiscusiones del capítulo anterior, y se mantuvo laatribución al Coniaciano inferior de la zona de J.enrien por RobertsonResearch (1990, figura 32).

2. Propuesta de una carta-croestratígráflcaLa carta crono-estratigráfíca propuesta (fi­

gura 33) pone de manifiesto varios rasgos genera­les importantes de la evolución sedimentaria de lacuenca oriental.

2.1. Elon-lap y las transgresiones delCretáceo inferiory medio.

La transgresión marina del Cretáceo • medio • ysuperior provoca un on-lap a gran escala de losdepósitos de la cuenca, en dirección del Este, queinvolucra a los depósitos del intervalo Aptíano­Coniaciano. Durante este intervalo, la ubicación delos depósitos más marinos no cambia, mantenién­dose-la cuenca abierta hacia el Oeste (figura 33).Sin embargo, este on-lap es muy discontinuo, yocurre en cinco grandes etapas: Aptiano inferior,Albiano inferior, Albiano medio, Cenornanianomedio y Coniaciano inferior, que son todas épocasde transgresiones eustáticas mayores (Haq et al.,1987). Por lo tanto, la evolución sedimentaria de lacuenca está controlada principalmente por el eus­tatismo. Una consecuencia es que, en los bordesde la cuenca, es probable que existan discordan­cias de los depósitos· Albianos, Cenomanianos, yConiacianos sobre las rocas pre-cretácicas.

2.2. La e agradacíón.» del Senoniano-PaleógenoA partir del Coníaciano, se observan varios

cambios.En primer lugar; en el Santoniano superior, Cam­

paniano superior, probablemente en el Paleocenomedio y superior, y finalmente en el Eoceno superior­Oligoceno inferior, ocurren lagunas sedimentariascasi generales, que separan secuencias bien indivi­dualizadas, subrayadas por cuerpos arenosos..

. En segundo lugar, a partir del Campaniano su­perior, en.el borde occidental de la,cuenca, se pro­ducen lagunas sedimentarias cada vez más impor­tantes, lo que provoca la migración del sitio de

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Fig,33. Carta crono-estratigráfica general del Cretáceo-Paleógeno de la cuenca Marañón (Oriente'

peruano) basada en los datos de Robertson Research (1990)Nótese el on-lap a gran escala hacia e! Este de los depósitos hasta e! Coniaciano inferior, la migración delos depósitos marinos o salobres hacia e! Este con el tiempo, la coincidencia de las lagunas sedimentariascon las fases tectónicas andinas precoces, y e! levantamiento andino a partir de! Campaniano superior queprovoca erosiones al:Oeste y la inversión de la ubicación de las áreas fuente;

depósito mayormente marino (o salobre) hacia elEste, primero rápidamente durante el Senonianosuperior, y luego más lentamente, hasta ubicarseentre los ríos Tigre y Pastaza en el Eoceno.

Estos fenómenos se deben al inicio de la tectó­nica andina, a partir del límite Turoniano­Coniaciano (fase Peruana precoz de ]aillard y Sem­péré, 1991; ]aillard, 1993, 1994). Esta actividad tec­tónica tiene dos resultados.

Primeramente, la deformación compresiva de lacuenca occidental provoca el engrosamiento y ellevantamiento de los paleo-Andes, que induce (1)emersiones y erosiones cada vez: más pronuncia­das en el borde occidental de la cuenca, (2) elabastecimiento de material detrítico desde el Oeste(Pozo basal por ejemplo), y (3) el inicio de la sub­sidencia por flexión, de tipo ante-país (Sernpéré,1994), que provoca el hundimiento y estrecha-miento de la cuenca. .

En segundo término, la tectónica provoca unadisminución de la subsidencia en el margen an­dino, que ir.duce, a su vez, lagunas sedimentariasimportantes durante los períodos de regresión eus­tátíca (Iaillard, 1993). Posteriormente, cuando subenuevamente el nivel eustático, el mar inunda lospaleo-relieves y puede modelar el material de lasuperficie emergida, pudiendo dar. lugar al depó­sito de areniscas transgresivas, como lo pueden serlas areniscas de la Formación Vivián.

2.3. Lagunas sedimentarias y fases tectónicasCabe anotar la concordancia entre las fases tec­

tónicas reconocidas en los Andes peruanos(Jaillard, 1993, 1994), Y las lagunas sedimentariasobservadas en la cuenca oriental.

La laguna del Cenomaniano inferior, que seubica en la base o dentro de la Formación AguaCaliente, es coetánea a la fase Mochica (Albianosupenor-Cenomaniano inferior), responsable de laclausura de la cuenca Casma de la costa peruana.

La laguna del Turoniano superior, determinadapor Robertson Research (990), a pesar de requerirconfirmación bioestratigráfica,' podría deberse a unlevantamiento a gran escala de parte de la cuenca,provocado por la fase Peruana precoz del Turo­niano superior-Coniacíano basal.

La laguna del Campaniano superior es coetáneaa la fase Peruana mayor; que provoca, en el Surdel Perú, deformaciones compresivas, sobre­escurrimientos y la creación de la cuenca de lasCapas Rojas de Cuzco, por ejemplo.

La laguna del Paleoceno superior es coetánea ala.fase tectónica Incaica precoz (Inca 1), responsa­ble de plegamientos y discordancias en los Andesnor-peruanos, y de acreción de terrenos de natura­lezaoceánica en la Costa sur del Ecuador (jaillardet al., 1994).

Finalmente, la fase Incaica mayor del Eoceno

superior, provocó muy probablemente erosiones ydiscordancias en la cuenca oriental peruana (fi­gura 33).

3.4. ConclusiónEn la cuenca oriental se observa el paso pro­

gresivo desde un regírnen sedimentario mayor­mente controlado por las variaciones eustátícas delnivel del mar (Cretáceo inferior-medio), caracteri­zado por una disposición en on-lap a gran escala,hasta un regimen controlado por fenómenos tectó­nicos, marcado por el incremento del detritisrno,por lagunas sedimentarias o erosiones, y por mo­dificaciones en el regimen de la subsidencia.

El análisis de dichos fenómenos será el objetivode la memoria- Sedimentología • del presente con­venio.

ID - RECOMENDAOONES

Los problemas estratigráficos mayores que pre­senta todavía la cuenca oriental y que merecen es­tudios bioestratigráficos adicionales son los si­guientes:

1. la edad exacta de la zona de D. etruscus, quehemos atribuido al Valanginiano;

2. la edad exacta de la zona de P. ualdioiae, cuyosequivalentes en los.Andes fueron atríbuídos ya seaal Aptiano terminal o al Albiano basal;

3. la amplitud y el significado de la laguna estrati­gráfica del Albiano inferior a medio (zona de E.jardinein

4. la atribución crono-estratígráfica exacta de lasbiozonas de G. crassipo/i, l. enricii y P. fidelii, cu­ya atribución actual plantea el problema mayor dela laguna sedimentaria generalizada del Turonianosuperior, y de la expresión sedimentaria de latransgresión mayor a escala regional del· Conía­ciano inferior (zona de l. enricii. o de ¿P.fideUí?)

5. es conveniente confírmr que los depósitos ma­rinos de la zona de A. reticulatus corresponden ala transgresión datada del Campaniano medio porlos amonites de la zona de Bagua;

6. argumentos sedimentológicos y tectónicos ha­cen sospechar la existencia de lagunas sedimen­tarias importantes en la base, medio y tope de lasecuencia paleocena, sin embargo; en el estado ac­tual del conocimiento bio-estratigráfico de estasunidades, todavía es imposible confirmarlo;

7. la transgresión marina expresada por la zona deS. undulatus, atribuida al Eoceno medio-superior,

parece corresponder a las transgresiones marinasdel Lutetiano (parte inferior del Eoceno medio);

8. siendo el Oligoceno una época de laguna sedi­mentaria generalizada, sería importante precisar laedad de la zona de C. dorogensis; en el Norte dela cuenca oriental de Ecuador, depósitos marinoscomparables, que contienen C. dorogensis y fora­míníferos planctónicos fueron datados del Oligo­ceno tardío (Benítez et al., 1993).

"

Para los puntos 1, 2, 4 Y 5, recomendamos lle­var a cabo muestreos detallados de secciones fosi­líferas seleccionadas, con el fin de estudiar conjun­tamente los arnonítes, moluscos, palinomorfos, na­nofósiles calcáreos y foraminíferos. Este tipo de

estudio de bio-estratigrafía integrada parece cons­tituir el mejor método para precisar el rango estra­tigráfico de las zonas palinol6gicas y de las espe­cies endémicas. En caso de tal estudio, el ORSTOMpuede comprometerse a que los macrofósilesseanestudiados por destacados especialistas europeos.

Un trabajo comparable. tendría que contem­plarse para los puntos 6, 7 Y8. Sin embargo, en es-·tos casos; la ausencia o escasez de fósiles marinoshacen imposible un estudio integrado. Los instru­mentos más confiables son los pólenes, las carofitasy las dataciones radiométricas de tobas bien pre­servadas, ínterestratificadas en los sedimentos, si esque se encuentran. En caso de tal estudio, elORSTOM puede comprometerse a hacer estudiar lascarofitas y datar radiométricamente algunas tobas.

,;

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