DSpace Collection:https://hdl.handle.net/20.500.12544/92024-03-14T00:13:06Z2024-03-14T00:13:06ZGeología de la cuenca Lancones, noroeste del Perú - [Boletín D 42]Jaimes Salcedo, Fredyhttps://hdl.handle.net/20.500.12544/47492023-10-20T20:35:24Z2023-10-01T00:00:00ZTitle: Geología de la cuenca Lancones, noroeste del Perú - [Boletín D 42]
Author(s): Jaimes Salcedo, Fredy
Abstract: Las rocas de la cuenca volcanosedimentaria Lancones se localizan en el noroeste del Perú, en la zona de transición de los Andes centrales a los Andes septentrionales conocida como deflexión de Huancabamba. Dicha área abarca siete cuadrángulos a escala 1:100 000. Geomorfológicamente, ocupa espacios de la Cordillera Occidental, que se caracteriza por presentar cumbres elevadas con variadas altitudes, lomas, valles o depresiones, extensas planicies y diversas quebradas. Hidrográficamente, corresponde a ríos meandriformes en zonas de planicie y anastomosados en las cabeceras de los cerros. Entre los principales ríos están Chira, Quiroz, Chipillico y Jaguay Negro, los cuales tienen numerosos afluentes de ríos estacionarios. Las rocas de la cuenca volcanosedimentaria Lancones han sido divididas en: (i) sector occidental y (ii) sector oriental, con base en la dominancia litológica de rocas sedimentarias (occidental) y volcánicas (oriental). El sector occidental corresponde a un apilamiento volcanosedimentario de 11 formaciones que inicia con la Formación Gigantal. Esta unidad está constituida principalmente por secuencias de conglomerados, areniscas cuarzosas y niveles delgados de lutitas de edad Aptiano-Albiano. Posteriormente, le siguen calizas fosilíferas de la Formación Pananga (Albiano inferior); seguidas de calizas bituminosas con manchas de petróleo de la Formación Muerto (Albiano medio a superior); y, lutitas negras y areniscas con slumps de la Formación Huasimal (Valanginiano- Aptiano). Sobreyaciendo concordante se tiene areniscas feldespáticas intercaladas con limo-arcillas de la Formación Jahuay Negro (Cenomaniano superior-Turoniano). Estas rocas pasan progresivamente a una alternancia de areniscas, limolitas de ambiente turbidítico correspondientes a la Formación Encuentros (Cenomaniano inferior). Sobre esta formación yacen en discordancia conglomerados y areniscas cuarzosas de la Formación Tablones (Campaniano-Maastrichtiano). Como unidad más joven de esta parte de la cuenca sedimentaria, se tiene lutitas con nódulos calcáreos de la Formación Pazul (Maastrichtiano-Daniano). Posterior al cierre de la cuenca sedimentaria, se depositaron sucesiones de areniscas, conglomerados y limolitas de las formaciones Verdún y Chira (Eoceno superior) y areniscas y conglomerados de la Formación Mirador (Eoceno superior). El sector oriental esta caracterizado en su parte basal por lavas almohadilladas basálticas y autobrechas que son propias, interpretadas de un ambiente marino profundo y que corresponden a la Formación San Lorenzo (Albiano medio a superior). Continúa el volcanismo de una secuencia de andesitas basálticas porfiríticas y delgados niveles de ignimbritas que corresponden a la Formación Ereo (Albiano superior). Posteriormente, sobreyacen secuencias con efusiones de basaltos, andesitas basálticas, riolitas y calizas lodolitas que corresponden a la Formación La Bocana (Albiano superior- Turoniano inferior). Al finalizar el relleno de la cuenca sedimentaria, se acumularon dos unidades conglomerádicas. La primera corresponde a conglomerados con clastos redondeados de cuarcitas muy campactas denominados Formación Yapatera (Paleógeno); la segunda, que cubre gran parte de las planicies con secuencias de conglomerados, areniscas y niveles lenticulares de cenizas poco consolidadas, corresponden a la Formación Tambogrande (Neógeno) y, finalmente, cubriendo a todas las secuencias antiguas se depositan materiales aluviales y fluviales. Por otro lado, se tiene las rocas plutónicas que han intruido a lo largo de las sucesiones de ambos sectores de la cuenca sedimentaria, las cuales corresponden al Batolito de la Costa, que se ha desarrollado a lo largo de dos lineamientos plutónicos principales, situados en la cuenca sedimentaria Lancones. En el sector occidental hay gabros y dioritas de la unidad Tamarindo. Aquí se han emplazado granitos y granodioritas de 97. 4 ± 0.6 Ma correspondientes a la Superunidad Paltashaco. Asimismo, paralela a esta está la Superunidad Pamparrumbe. Luego hay tonalitas y metagranitos de la Unidad Malingas (Cretácico superior). En la parte central de la cuenca se edificó un complejo intrusivo representado por gabros, dioritas, granodioritas, granitos y monzogranitos correspondientes a la Superunidad Las Lomas de 70.84 ± 1.9 Ma, grabrodioritas, dioritas, granodioritas, tonalitas porfiríticas del intervalo 70.8 ± 1.9 – 48.06 Ma, que corresponden a la superunidad Noque, y tonalitas porfiríticas del intervalo 48.06 ± 5.8 – 45.60 ± 5.3 Ma, correspondientes a la Unidad Lagartos. Se han procesado un total 268 muestras de análisis geoquímicos, de los cuales 37 corresponden a nuevos análisis y los restantes son datos compilados de los trabajos anteriores. Las muestras han sido agrupadas de acuerdo con la posición estratigráfica. Del análisis geoquímico de elementos mayores, 91 muestras de la Formación San Lorenzo y 25 muestras de la Formación La Bocana fueron ploteados en diagramas de discriminación, de donde se obtiene que las rocas de la Formación San Lorenzo y la Formación La Bocana presentan una variación composicional de basaltos a riolitas, mientras que 11 muestras de las rocas de la Formación Ereo son netamente basálticas. Así mismo,los domos son principalmente de composición riolítica; por lo tanto, estas rocas corresponden a series magmáticas toleíticas a calcoalcalinas (magmatismo bimodal). Las rocas con alto contenido de hierro son las basálticas de la Formación La Bocana y las rocas con bajo contenido de hierro son las riolitas y granitos de las diferentes unidades magmáticas. Las rocas de la Formación San Lorenzo tienen altas concentraciones de Ni y MgO y sugieren que correspondieron a magmas primitivos derivados de la cuña mantélica. Casi todas las rocas de los arcos magmáticos de Lancones y Paltashaco son de carácter metalumínico, a excepción de algunas riolitas de la Formación San Lorenzo y La Bocana. Las riolitas de los domos son de carácter peralumínico. En relación con las anomalías de Eu, las rocas volcánicas de la Formación Ereo, Formación San Lorenzo, Formación La Bocana y los plutones de Paltashaco y Noque derivan de magmas secos y la mayoría de las rocas ígneas derivan de magmas húmedos. Los diagramas de elementos revelan el empobrecimiento en Rb, Nb y Ta, que sugieren que las rocas magmáticas han sido generadas en ambientes de arco de islas oceánicas. Los valores isotópicos indican un manto empobrecido para las rocas del arco volcánico Lancones. Estos valores difieren mucho de los valores de corteza continental, es decir, que la cuenca sedimentaria Lancones antes del inicio del vulcanismo presentaba un basamento muy delgado. Estructuralmente, presenta pliegues de dirección NO-SE que afectan a rocas sedimentarias del Grupo Copa Sombrero y a secuencias volcánicas y volcanosedimentarias de las formaciones San Lorenzo y La Bocana, las que habrían sido originadas por una primera fase de deformación. Estos mismos pliegues presentan una inflexión cambiando a una dirección NE-SO, interpretada como resultado de una segunda fase de deformación. Metalogenéticamente, se han definido varias franjas metalogenéticas: i) La franja de sulfuros masivos volcanogénicos de Cu-Zn-Au del Cretácico inferior alberga importantes yacimientos de sulfuros masivos como Tomapampa, Higuerón, La Copa, La Saucha y Tambogrande, el más importante por el volumen de sulfuros que alberga este yacimiento. ii) La franja de sulfuros masivos volcanogénicos Pb-Zn-Cu del Cretácico superior se emplaza en rocas de la Formación La Bocana. Entre los prospectos más conocidos de esta franja se encuentran Potrobayo, El Papayo, Tejedores y Cerro Colorado. iii) La franja de pórfidos de Cu-Mo del Cretácico superior, relacionada con granitoides del Cretácico superior (~75 Ma), destaca los depósitos Orquetas, Curi-Lagartos, Chancadora, Cascajo Blanco y otros. iv) La franja de depósitos epitermales de Au-Ag del Cretácico superior se encuentra próxima a intrusiones subvolcánicas y/o domos de composición mayormente dacítica. Los sistemas epitermales del tipo alta sulfatación (AS) se manifiestan como mineralización de stockwork en los domos félsicos o como cuerpos de brechas hidrotermales. Las manifestaciones más representativas son los indicios Pilares, Alumbre y Naranjo, mientras que los sistemas del tipo de baja sulfuración (BS) se manifiestan a manera de vetas de cuarzo. Además, dentro de estas franjas se presenta depósitos tipo skarn y vetiformes2023-10-01T00:00:00ZGeología del batolito de la cordillera oriental en el segmento de Vilcabamba, sur del Perú - [Boletín D 41]Soberón Ortiz, DanteCueva Tintaya, EberTica Mamani, Sandra Maribelhttps://hdl.handle.net/20.500.12544/44652023-05-11T16:16:18Z2023-05-01T00:00:00ZTitle: Geología del batolito de la cordillera oriental en el segmento de Vilcabamba, sur del Perú - [Boletín D 41]
Author(s): Soberón Ortiz, Dante; Cueva Tintaya, Eber; Tica Mamani, Sandra Maribel
Abstract: El Batolito de la Cordillera Oriental en el sur del Perú consta de dos grandes segmentos magmáticos que se denominan Carabaya y Vilcabamba, siendo la segunda materia de esta investigación. Este segmento recibe este nombre por encontrarse intruido dentro de la Cordillera de Vilcabamba, extendiéndose desde el cuadrángulo de Urubamba (27r) hasta el cuadrángulo de Pacaypata (27p). Esta parte del batolito se caracteriza por encontrarse emplazado dentro de una zona estructuralmente compleja, como lo es la conocida Deflexión de Abancay, además por presentar una historia de intrusión múltiple, difícil y complicada de discernir en ausencia de estudios analíticos esenciales. El lector podrá encontrar en este boletín una profunda caracterización petrográfica, geoquímica y en la mayoría de los casos sustento radiométrico (geocronología U-Pb) para las diferentes hipótesis que se formularán a lo largo de este boletín. El desarrollo de esta investigación atravesó por diferentes etapas, las cuales siguieron un orden metodológico; estas fases de trabajo comprenden la cartografía geológica y el análisis e interpretación de resultados. Cada etapa a su vez comprende una serie de actividades que hace que el proceso sea continuo y dinámico. Estructuralmente, el segmento parece ser controlado en todos sus bordes por estructuras geológicas muy importantes, destacando los sistemas de fallas Lucma – Chaullay – Patacancha (SFLCP) y Abancay – Andahuaylas – Totos (SFAAT) como controles N y S, respectivamente; mientras que la zona oriental coincide aparentemente con el inferido sistema estructural Patacancha – Tamburco (SFPT). En este estudio no hemos abarcado el límite occidental por lo que no conocemos en detalle el control, pero este podría asociarse al Sistema San Vicente – Oxapampa (SFSVO). En total se plantea la existencia de nueve suites magmáticas y tres grandes plutones, los cuales no han podido relacionarse con alguna de las suites por carecer de algún estudio esencial por lo que el lector debe familiarizarse con la idea de que una suite magmática solo puede nombrarse al corroborar una similitud petrográfica, geoquímica y geocronológica. Las edades de las suites oscilan entre el Ordovícico inferior hasta el Oligoceno superior, siendo el periodo Pérmico el que mayor volumen magmático desarrolló. A nivel petrográfico se reconocieron cuerpos de dioritas – monzodioritas, granodioritas con anfíbol y metamonzogranitos en el Paleozoico inferior; mientras que el Paleozoico superior son esencialmente granitoides, aunque debemos mencionar la presencia de facies de sienita en el Pérmico inferior. Las suites Pumasillo y Yanatile se constituyen esencialmente de granitos y metasienogranitos, respectivamente, cuyos aspectos petrográficos son notoriamente diferentes al resto de unidades y los metagranitos destacan por una foliación notoria desde el nivel macroscópico. A nivel geoquímico se puede resaltar la correspondencia de las diferentes intrusiones a las series calcoalcalinas de medio y alto potásico; su índice de saturación de alúmina es preponderantemente peraluminoso y los procesos magmáticos identificados son fraccionación y contaminación cortical. Respecto a la hidratación de los magmas se puede mencionar que todos caen en el campo de magmas hidratadados, aunque los dioritoides se encuentran en el límite de hidratación. El ambiente tectónico se determinó mediante el empleo de diagramas de Pearce y de función discriminante, obteniéndose que las rocas estudiadas se formaron en un ambiente de arco volcánico durante el Ordovícico - Carbonífero y en ambientes de rift continental durante el Pérmico; además, se evidenció intrusiones del Oligoceno que se asocian con ambientes de arco volcánico.
Description: 179 páginas2023-05-01T00:00:00ZGeoquímica orgánica del Cretácico de la Cuenca Talara - [Boletín D 40]Jaimes Salcedo, FredyValencia Cárdenas, Kikohttps://hdl.handle.net/20.500.12544/44642023-05-11T16:00:28Z2023-05-01T00:00:00ZTitle: Geoquímica orgánica del Cretácico de la Cuenca Talara - [Boletín D 40]
Author(s): Jaimes Salcedo, Fredy; Valencia Cárdenas, Kiko
Abstract: La cuenca Talara se ubica en el noroeste del Perú y tiene una dimensión aproximada de 360 km de largo y 80 km de ancho, y un área de 32 120 km2. Limita por el este con los flancos de la cadena montañosa de los cerros de Amotape, su prolongación hacia el sur con los cerros Paita e Illescas, y por el norte, con la cuenca Tumbes–Progreso. El clima en la región es, en general, cálido y húmedo con un ecosistema de montañas y desiertos como el de Sechura. Estratigráficamente, el área de las Montañas de la Brea en la cuenca Talara presenta como basamento rocas metamórficas como esquistos micáceos, cuarcitas y pizarras de la Formación Cerro Negro (Devónico–Pensilvaniano); cuarcitas, pizarras argiláceas de la Formación Chaleco de Paño (Misisipiano); calizas fosilíferas, areniscas cuarzosas y conglomerados de la Formación Cerro Prieto (Pensilvaniano); calizas, areniscas, limolitas, conglomerados y lutitas de la Formación Palaus (Pensilvaniano). En las Montañas de Amotape y los macizos de Paita e Illescas afloran pizarras y esquistos de la Unidad Puesto Figueroa (Devónico); filitas esquistosas, metaarenitas de la Unidad Quebrada Cotrina (Devónico); y migmatitas y granitoides migmatíticos de la Unidad Higuerón (Triásico medio a superior). El Mesozoico en la cuenca Talara está representado por calizas de la Formación Pananga (Albiano inferior) y calizas micríticas negras con olor a hidrocarburo de la Formación Muerto (Albiano). Estas dos últimas unidades se prolongan a la cuenca Lancones, donde aflora toda la secuencia Mesozoica que inicia con conglomerados, areniscas cuarzosas y delgados niveles de lutitas de la Formación Gigantal (Aptiano-Albiano); calizas fosilíferas de la Formación Pananga (Albiano inferior), y calizas negras bituminosas con manchas de petróleo de la Formación Muerto (Albiano). Las formaciones Pananga y Muerto se prolongan a la cuenca Talara. Luego se tiene lutitas negras y areniscas con slumps de la Formación Huasimal (Valanginiano-Aptiano); areniscas feldespáticas intercaladas con limo-arcillas de la Formación Jahuay Negro en Perú (Cenomaniano superior-Turoniano); alternancia de areniscas, limos de ambiente turbidítico correspondientes a la Formación Encuentros (Cenomaniano inferior); conglomerados y areniscas cuarzosas de la Formación Tablones (Campaniano-Maastrichtiano); lutitas con nódulos calcáreos de la Formación Pazul (Maastrichtiano-Daniano); y conglomerados y lutitas de la Formación Redondo (Campaniano-Maestrichtiano). El Cenozoico está comprendido por areniscas tobáceas abigarradas de la Formación Miramar (Mioceno superior) y conglomerados con cenizas de la Formación Tambogrande (Neógeno). El Meso-Cenozoico está relleno por secuencias fluvio-deltaicas del Campaniano al Eoceno superior, definidas en cinco ciclos de sedimentación (A, B, C, D y E), de secuencias grano creciente y progradación fluvial. El ciclo A del Campaniano al Paleoceno, inicia con conglomerados y sedimentos finos de la Formación Redondo y turbiditas de la Formación Malpaso. El Paleoceno, que cierra el ciclo A, inicia con limos, areniscas de ambiente prodelta de la Formación Balcones. El Ciclo B de la Primera Mitad del Eoceno inferior inicia con conglomerados de la Formación Basal Salina, areniscas de la Formación San Cristóbal, y conglomerados fluviales de la Formación Mogollón. EL ciclo C, concordante sobre el ciclo B, inicia con conglomerados y limos de la Formación Óstrea, limos de la Formación Palegreda, conglomerados con troncos fosilizados de la Formación Pariñas, y conglomerados de la Formación Echinocyamus. El Ciclo D del Eoceno medio está compuesto por conglomerados, areniscas, limolitas y arcillas del Grupo Talara. El ciclo E inicia al norte de la cuenca con areniscas y conglomerados de la Formación Chira, limos y arcillas de la Formación Verdún concordante con la Formación Pozo de areniscas y limolitas. Otras unidades no consideradas dentro de estos ciclos lo conforman areniscas tobáceas de la Formación Mirador; lutitas, calizas y margas de la Formación Cone Hill; y cerca al límite con la cuenca Progreso afloran la Formación Carpitas y la Formación Miramar. El Pleistoceno, que forma parte de la cuenca Tumbes, está constituido por areniscas, conglomerados con contenido de carbón y concreciones ferruginosas de la Formación Máncora; areniscas, lutitas de la Formación Heath; lutitas marrones, lentes de areniscas y lutitas bentónicas de la Formación Zorritos; y areniscas de la Formación Cardalitos. Estructural y tectónicamente, la cuenca Talara corresponde a una cuenca de antearco asociada a una zona de subducción donde se registran varios eventos tectónicos importantes como: la fase neo-Herciniana de carácter compresivo; la tectónica nevadiana (pre-Cretácico/Cretácico), que provocó el levantamiento y erosión regional; la tectónica de la fase peruana (Cretácico superior) donde se produce un intenso fracturamiento que evidencia el levantamiento de varias zonas de la cuenca; la tectónica del pre-Eoceno, que fue dominada por un sistema de extensión; y la tectónica de la fase Inca (Eoceno medio), evidenciada por el relleno de las partes bajas. Durante el Mioceno se depositan sedimentos al sur de la cuenca. Actualmente se produce extensión continúa generalizada y algo de contracción localizada. Geoquímicamente, se determinó la cantidad de materia orgánica de la Formación Muerto y la Formación Redondo. El contenido TOC entre 1.0 % y 2.00 % de peso indica una roca madre buena; de 1 % a 5 % roca madre muy buena que corresponde a la Formación Muerto; y valores 0.5 % a 1.0 % de peso indica una roca madre regular o moderada para la Formación Redondo. En el mapa de tendencia de materia orgánica de la Formación Muerto, se observa un incremento con un rango regular hacia el oeste, entre el norte de Talara y el norte de Paita, y para la Formación Redondo el incremento es hacia el oeste, entre Lobitos y el sur de Paita, también con rango de regular. La calidad de la materia orgánica fue evaluada mediante de relaciones de datos de pirólisis Rock-Eval, donde la gran mayoría de kerógenos presentes en las formaciones Muerto y Redondo de las cuencas Talara, Lancones y Laguna, Negritos y una parte de la bahía de Sechura es principalmente tipo I y II, mientras que en el resto sería del tipo II. El potencial de generación de las rocas es variable. Se encuentran principalmente distribuidas entre rocas madre de la Formación Muerto, como buenas a regulares, y como moderadas a pobres en la Formación Redondo. Los valores de madurez térmica de la materia orgánica sugieren termalmente maduras en lo que se denomina ventana de petróleo tanto en la Formación Muerto como en la Formación Redondo, excepto en la zona de Lagunitos. El análisis de Reflectancia de Vitrinita (Ro) para la Formación Muerto varía en un rango de 0.45 % - 1.0 % y de 0.45 % – 1.3 % para la Formación Redondo. En ambos casos indica una zona inmadura tardía.
Description: 161 páginas, 1 mapa2023-05-01T00:00:00ZGeocronología y geoquímica del Batolito de la Costa entre 9° 30' y 10° 30' S - [Boletín D 39]Ccallo Morocco, Walter EdmundoMamani Pachari, YulyGuo, WeiminLiu, JunanChen, ShizhongDuan, ZhengChoquehuanca Condori, Sandrahttps://hdl.handle.net/20.500.12544/44632023-05-08T14:06:42Z2023-05-01T00:00:00ZTitle: Geocronología y geoquímica del Batolito de la Costa entre 9° 30' y 10° 30' S - [Boletín D 39]
Author(s): Ccallo Morocco, Walter Edmundo; Mamani Pachari, Yuly; Guo, Weimin; Liu, Junan; Chen, Shizhong; Duan, Zheng; Choquehuanca Condori, Sandra
Abstract: El área de esta investigación comprende el sector occidental de la región de Áncash. Geográficamente, se encuentra ubicada entre las coordenadas 9° 30’ - 10° 30’ latitud sur y 77° 30’ - 78° 30’ longitud oeste. Geomorfológicamente, corresponde a la faja costanera y a las estribaciones de la Cordillera Occidental. En este espacio, los principales afloramientos corresponden a rocas plutónicas del Batolito de la Costa, rocas volcánicas del Grupo Casma del Cretácico y Centros volcánicos Huicnoc Alto Ruri, Pupanday y Pucajirca del Cenozoico. Las rocas plutónicas del Batolito de la Costa [Pre-batolito (105 - ~101 Ma), Batolito (97 - 60 Ma), Post-batolito (48 - 15 Ma)], las rocas que corresponden al volcanismo Casma (101 - 97 Ma; 77 - 67 Ma) y las rocas que corresponden al volcanismo Cenozoico (49 - 17 Ma) fueron datados por el método U-Pb. De acuerdo con esto, se procedió con 86 muestras. De estas, 63 corresponden a rocas plutónicas del Batolito de la Costa (pre-batolito, batolito y post-batolito); 8, a rocas del volcanismo Casma; y 14, a rocas del volcanismo Cenozoico. Además, se obtuvo una edad Jurásico superior para el volcanismo del Grupo Chicama. El magmatismo en el sector de Áncash está compuesto por varios ensambles magmáticos. Estos se emplazaron entre los 105 - 15 Ma, en forma casi continua desde el Cretácico inferior hacia el Neógeno (Mioceno). Además, a partir de los estudios radiométricos U-Pb, se realizaron investigaciones petrográficas detalladas y análisis geoquímicos. De este modo, como resultado de la integración de información analítica y cartografía geológica, se caracterizaron y determinaron 10 ensambles (sistemas magmáticos). En primer lugar, en la Super Unidad Patap (105-101 Ma), se encuentran leuco gabros constituidos por más de 72 % de plagioclasas. En segundo lugar, en la Super Unidad Culebras (97-90 Ma), el sistema varía de gabro a tonalita. En tercer lugar, la Super Unidad Paccho (88-81 Ma) varía de tonalita a granodiorita. En cuarto lugar, la Unidad Corralillo (79-75 Ma) varía de granodiorita a granito y presenta texturas poiquilíticas. En quinto lugar, en la Unidad Huaricanga (74-70 Ma), su sistema magmático varía de gabrodioritas a monzogranitos y presenta texturas pertíticas. En sexto lugar, la Super Unidad Puscao (69-61 Ma) es un sistema magmático ovalado, varía de gabrodiorita a monzogranito y presenta texturas antipertitas y simplectitas. En séptimo lugar, la Super Unidad San Jerónimo (62 Ma) es un cuerpo plutónico centrado (dique anular) de 8 km de diámetro, aproximadamente. En octavo lugar, en la Super Unidad Humaya (60 Ma), el sistema varía de gabrodiorita a granito. En noveno lugar, en la Super Unidad Ventanillas - Pariacoto (50-41 Ma), se observan cuerpos plutónicos ovalados y varían de granodiorita a monzogranito. En décimo lugar, se encuentra la Super Unidad Pativilca (39-31 Ma). Además, se dataron rocas plutónicas de la época Miocena por U-Pb. Estas varían de 16.65 a 15.25 Ma y se trata de cuerpos definidos como plutones Aija. Los diagramas MINEA muestran que las más altas concentraciones de cristales de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasas y anfíboles corresponden a las Super Unidades Culebras (97 - 90 Ma), Santa rosa (79 - 70 Ma) y plutones Aija (18 - 15 Ma). Estas presentan afinidad para enriquecimiento de Cu en depósitos de pórfidos, en base a los valores altos de la razón Sr/Y entre 50 - 110. La zona de cizalla y milonitas de Pacae-Toico-Lupin, ubicada entre el dominio Casma y Batolito de la Costa, revelan que la estructura es una falla profunda (~15 km) de tipo sinestral-normal. Los esquistos y milonitas caracterizados a lo largo de la estructura indican un metamorfismo dinámico en un ambiente frágil-dúctil. Las rocas del volcanismo Casma, que fueron datados por U-Pb, se encuentran divididas en dos periodos: 1) Volcanismo Albiano-Cenomaniano (101.59 a 97.6 Ma) y 2) Volcanismo Campaniano-Maastrichtiano (77.1 a 67.66 Ma). Ambos se caracterizan por presentar volcanismo submarino (lavas almohadilladas). Las rocas del volcanismo Cenozoico (Eoceno-Mioceno), que fueron datados por U-Pb, varían de 49.07 a 17.36 Ma. Asimismo, corresponden a los centros volcánicos Pucajirca, Pupanday y Huicnoc Alto Ruri. Además, en este periodo, se dataron rocas subvolcánicas, asociadas a los centros volcánicos.
Description: 125 páginas, 1 mapa2023-05-01T00:00:00Z