Aspectos estratigráficos y pe icos y pe icos y petrográficos del v icos

AspectAspectAspectAspectAspectos esos esos esos esos estrtrtrtrtratigatigatigatigatigrrrrráfáfáfáfáficos y peicos y peicos y peicos y peicos y petrtrtrtrtrogogogogogrrrrráfáfáfáfáficos del vicos del vicos del vicos del vicos del volcanismoolcanismoolcanismoolcanismoolcanismojurjurjurjurjurásico de la cosásico de la cosásico de la cosásico de la cosásico de la costtttta sur pera sur pera sur pera sur pera sur peruana (deparuana (deparuana (deparuana (deparuana (departttttamentamentamentamentamentos deos deos deos deos deMoqMoqMoqMoqMoquegua y Tuegua y Tuegua y Tuegua y Tuegua y Tacna)acna)acna)acna)acna)

Stratigraphycal and petrographycal aspects of jurassic volcanism of the peruvian south coast (departmentsof Moquegua and Tacna)

Alejandro V. *, Sempere T.**, y Jacay J.***

RESUMEN

Aspectos petrográficos de los depósitos volcánicos jurásicos de la costa sur peruana son analizados en el presente trabajolos cuales corresponden a andesitas y basaltos correspondientes a la Formación Chocolate y facies estratificadas de chertde la Formación Guaneros, los volcanicos pertenen a un sistema de arco volcánico mientras que depósitos de la FormaciónGuaneros son señal de un adelgazamiento cortical para este periodo en la margen sur peruana.

Palabras claves: Magmatismo, Volcanismo, Petrografía, Tectónica.

ABSTRACT

Petrographycal aspects of jurassic volcanic deposits of the Peruvian south coast are analyzed in the present work, whichcorrespond to andesites and basalts corresponding to the Chocolate Formation and Chert stratified facies of the GuanerosFormation, the volcanic ones belong to a system of volcanic arc whereas deposits of the Guaneros Formation are signal ofa cortical thinning for this period in the Peruvian South margin.

Keywords: Magmatism, Volcanism, Petrography, Tectonics.

Revista del Instituto de Investigaciones FIGMMG Vol. 9, Nº 18, 44-63 (2006) UNMSM ISSN: 1561-0888 (impreso) / 1628-8097 (electrónico)

* Convenio IRD-UNMSM, EAP Ingeniería Geológica, Universidad Nacional Mayor de San Marcos, Av. Venezuela cdr. 34 s/n ([email protected])** IRD, LMTG, Observatoire Midi-Pyrénées, 31400 Toulouse, Francia ([email protected])*** Convenio IRD-UNMSM, EAP Ingeniería Geológica, Universidad Nacional Mayor de San Marcos, Av. Venezuela cdr. 34 s/n, Apartado 3973, Lima 100, Perú

([email protected])

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ALEJANDRO V., SEMPERE T., Y JACAY J.

INTRODUCCIÓN

Las unidades jurásicas con niveles volcánicos de lacosta sur peruana están representados ya sea por laFormación Chocolate o por la Formación Guaneros,que afloran a lo largo de la costa de los departamen-tos de Moquegua y Tacna (Fig. 1).Fue Jenks (1948) el que a una secuencia de rocasvolcánica-sedimentaria, en la región de Arequipa,dio el nombre de Formación Chocolate que incluyeal tope niveles de calizas con ammonitessinemurianos, y subyace con una discontinuidad acarbonatos de edad Liásico superior (Vicente, 1981).En la costas de Moquegua y Tacna se le asigna elmismo nombre a una secuencia compuesta por de-rrames andesíticos, dacíticos, aglomerados y brechasque afloran a lo largo de la costa yaciendo en discor-dancia sobre los gneiss precambrianos (Bellido yGuevara 1963) donde fueron datadas paleontológicae isotópicamente (Roperch y Carlier, 1992; Romeufet al., 1993, 1995).Formación Guaneros, nombre dado por Bellido yGuevara (1963), a una secuencia litológica de sedi-mentos clásticos, de areniscas y lutitas intercaladascon lavas volcánicas y brechas, que afloran en laquebrada Guaneros donde tambien es descrito porMartínez et al., (2004); en el área de la Yarada fuedescrito por Jaen y Ortiz (1963).

TRABAJOS ANTERIORES

Son pocos los trabajos sobre petrografía delmagmatismo en la costa sur del Perú, en los dosúltimos años se ha visto un incremento de estostrabajos, los cuales involucran análisis geoquímicos,geocronológicos, y por supuesto, descripcionespetrográficas muy breves, entre estos trabajostenemos: Stewart (1974) sobre las series volcánicasdel Grupo Mitu, las cuales son basaltos alcalinos,volcánicos shoshoníticos (250 y 270 M.a, K/Ar) yvolcánicos peralcalinos (184.2 y 173.5 + 3.1 M.a,K/Ar); Mc Bride (1977) y Sanchez (1983a,b)Realizan dataciones radiométricas en el área de Ilo,relacionadas a la actividad magmática durante elJurásico superior; Wörner (2000a) y Flores et al,(2002) determinan una correlación estratigráficaentre las ignimbritas Lauca de Chile y Pérez deBolivia datadas en 2,7-2,8 M.a. Martínez & Zuloaga(2002) realizan un control de las secuencias volcánicasdel Grupo Toquepala en diversos sectores,determinando con datos geoquímicos ambientes dearco magmáticos con engrosamiento cortical en elmagmatismo inicial de Grupo Toquepala, así comouna buena tendencia en los diagramas Harker queindicarían la evolución fraccionada del magma;Sanchez & Martínez (2002) presentan nuevasdataciones para la Super Unidad Punta Coles de

170 M.a y realizaron interpretaciones geoquímicasreforzando la idea de un incremento en lacontaminación cortical entre el Jurásico y elPaleógeno/Neógeno a medida que evolucionaron losmagmas en la corteza por fusión parcial,cristalización fraccionada y asimilación; Sempere,et al. (2002) describen un adelgazamiento litosféricoen la región de Tacna, debido a la abundantepresencia de un magmatismo básico, así como rocasextrusivas emplazadas en un ambiente submarinodebido a la presencia de coladas basálticasinterestratificadas con materias sedimentario fino alo cual se sobreponen cherts de ambientes profundos.

OBJETIVOS DE ESTUDIO

• Analizar las diversas unidades litológicas, en sumayoría volcánicas y volcánico-sedimentarias conedades atribuidas al Jurásico.

• Redefinir unidades litoestratigráficas desde unpunto de vista petrográfico y mineralógico deta-llado, para asociar los eventos volcánicos ocurri-dos en un tiempo determinado.

• Determinar los distintos tipos de alteracioneshidrotermales y supérgenas que afectan a cadauna de estas unidades estratigráficas reconocien-do los distintos minerales de alteración que pu-dieran originarse en cada una de estas alteracio-nes a partir de los minerales primarios que for-maron cada una de éstas rocas.

• Determinar procesos de desarrollo mineralógicoa partir de centros volcánicos determinando lasvariaciones mineralógicas desde un punto de vis-ta porcentual.

• Interpretar y determinar características petro-gráficas para zonas de márgenes convergentes(zona de subducción) que indiquen el tipo deemplazamiento y las características del eventomagmático que tomó lugar en el sur de Perú.

ESTRATIGRAFÍA

En la zona de estudio se observan unidadesestratigráficas con un rango de edad Precámbricohasta Cenozoico.

BASAMENTO PRECÁMBRICO

El basamento precámbrico de la costa sur de Perú,fue denominado como complejo basal de la costa(Bellido y Narváez., 1960) para describir una se-cuencia de rocas metamórficas e intrusivas, talescomo gneiss y esquistos asociados con intrusivos degranitos rojos y dioritas gneissicas que afloran en elárea de Atico, donde conforman parte de la llamada«cadena costanera» que se prolonga hacia el sur,

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ASPECTOS ESTRATIGRÁFICOS Y PETROGRÁFICOS DEL VOLCANISMO JURÁSICO DE LA COSTA SUR PERUANA (DEPARTAMENTOS DE MOQUEGUA Y TACNA)

bordeando el litoral pacífico, por lo cual, en elcuadrángulo de Punta Bombón y Clemesí (Bellido& Guevara 1963) se describe una secuencia de gneissy granitos pegmatíticos, los cuales son correla-cionados con la edad del complejo basal de la costa,descrito por los anteriores autores.En la región de Moquegua, secuencias basamentometamórfico afloran en las orillas del mar en lasplayas al norte de Ilo con secuencias de gneiss decolor gris oscuro a gris verdoso con bandeamientosbien marcados, donde alternan los colores claros yoscuros. Las bandas están constituidas de cuarzo yfeldespatos, mientras que las bandas oscuras se com-ponen de hornblenda y biotita, observándose en lafoliación vetillas de cuarzo, así como ortosa rosada;a la altura de la planta de la fundición de Ilo aflorancapas de rocas altamente silicificada, que secorrelacionan con la zona de Atico (Narváez 1964).En la región de Tacna, las rocas más antiguas laconstituyen unos gneiss que se ubican debajo de laFormación Machani, los que son atribuidos al basa-mento Precámbrico (Wilson & Garcia 1962). Aflo-ramiento que está ubicado en ambos flancos de laQuebrada Huacano Grande, a la altura del CerroMachani, con una orientación NNW-SSE atravesan-do los cerros Ancolcani y Chinchillane, el cualsobreyace a la Formación Machani (Wilson y García1962) y describen una secuencia de ortogneissgraníticos de grano medio a grueso y colores claroscon laminaciónes de 1-5mm con hornblendas, micasy feldespatos con cuarzo.Correlación Cronoestratigráfica: En el área de lacosta, el basamento precámbrico se encuentra bas-tante deformado llegando a observarse fases demigmatitas. La muestra tomada del basamentoprecámbrico de la costa de Ilo revela un fuerte pro-ceso de metamorfismo dado que la textura tipogranoblástica con minerales deformados y orienta-dos. La mineralogía inicial de esta roca se ve afecta-da por posteriores eventos de metamorfismo que hanllegado a alterar rocas de composición graníticas arocas con facies metamórficas de alto grado repre-sentados en la formación de minerales típicos demetamorfismo regional como las cloritas y sericitas.En el área de Tacna y Tarata se presume que lasrocas metamórficas que allí afloran pertenecen a unaedad precambriana; aunque estos gneiss no han sidomateria de un estudio detallado, dada su ubicacióngeográfica, se pueden comparar con tres áreas que sicuentan con estudios:• Las rocas precámbricas del bloque Mollendo-

Camaná, registran un intenso metamorfismo a ~1000Ma de un protolito de una edad de ~ 1900Ma(Wasteneys et al., 1995; Martignole y Martelat,2003). Sus afloramientos más orientales(Cocachacra) se encuentran ~ 190 km al ONO

de Huacano y presentan facies metamórficas demuy alta temperatura (Martignole & Martelat2003), distintas de las presentes en Huancano.

• Considerando las semejanzas de deformación yedad de los procesos metamorficos estas unida-des del «Complejo Basal de la Costa» secorrelacionan con las rocas precámbricas del CerroUyarani (Bolivia; 18°30’ S, 68°40’ W) donde es-tudios geocronológico evidencian que unmetamorfismo a ~ 1000-1150 Ma de un protolitomayor a ~ 2000 Ma (Wörner 2000), asemejándo-se a las rocas del bloque Camaná - Mollendo.Tenemos tambien las rocas metamórficas de Be-lén (norte de Chile; 18° 30’ S, 69° 30’ W) dondelos zircones de su protolito sugieren edades de1700-1900 Ma pero podría tratarse de zirconesdetríticos (Wörner 2000). Estas rocas han regis-trado dos eventos metamórficos, respectivamen-te durante los períodos ocurridos hace 540-460Ma (Cámbrico-Ordovícico) y 390-360 (Devónicomedio y Superior respectivamente), y por lo tan-to se pueden considerar como de edad paleozoica(Wörner 2000).

PALEOZOICO

FORMACIÓN MACHANI (Cabornífero Basal-Devoniano?)

Esta unidad litoestratigráfica fue descrita por pri-mera vez por Wilson y García (1962) para una se-cuencia de areniscas, conglomerados y lutitas ne-gras con su principal afloramiento en los dos ladosde la Quebrada Chero, formando parte de los Ce-rros Machani, Chinchillán y Huacano, la cualsuperyace a los afloramientos precámbricos.En la zona de estudio, el afloramiento muestreadose extiende sobre los cerros Machani y Lluta, obser-vándose el contacto con el basamento metamórficorepresentado por una discordancia angular. Este aflo-ramiento se extiende en dirección SSE sobre los ce-rros Ancolcalani y Chinchillane (exactamente sobrelos afloramientos precámbricos mencionados ante-riormente). Los estratos presentan un rumbo pro-medio que varía entre N 150° y N 190° conbuzamientos promedio de 45° hacia el suroeste, estaunidad representa una secuencia granodecrecienteconformada por niveles conglomerádicos intercala-dos con areniscas finas oscuras a la base; envueltosen una matriz arenosa. Luego siguen conglomeradosfinos, areniscas gris oscuras y lutitas negras en elmedio, por último se observan niveles de lutitas ne-gras. (Pino et al., 2003)Correlación Cronoestratigráfica: Wilson y García(1962) atribuyen a la Formación Machani una edadTriásica, sin descartar la posibilidad que el tope deesta formación alcance hasta la base del Jurásico.

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Al este del afloramiento clástico, se reconoció unaunidad sedimentaria carbonífera la cual fuedeterminada como parte del Grupo Ambo (Pino etal., 2002), por lo que todos los fósiles encontradosen esta zona (Nothorhacopteris cf. Kellaybelenensisy Tomio-dendron sp.) corresponden a este grupo yno a la Formación Machani, por lo tanto la edad deesta unidad litoestratigráfica es desconocida, perosi se puede inferir que pertenece a un rangocronológico cercano al Carbonífero basal oDevoniano. Este rango cronológico va de 400-300M.a, y si se toma en consideración la datación de laparte final de un evento metamórfico en Belén (Chile)con edades entre los 390-360 Ma., a solo 120 km alSSE del cerro Machani (Wörner 2000) es posibleque el comienzo de esta sedimentación estérelacionada a este evento.

GRUPO YAMAYO (¿Triásico superior-Jurásicosuperior?)

Con este nombre Bellido (1962) describe enCuadrángulo de Punta Bombón, en el valle del RíoTambo, a una secuencia de cuarcitas grises eintercalaciones volcánicas con capas de chert quesobreyacen al complejo basal. Narváez (1964) la des-cribe como la unidad más baja del Mesozoico cons-tituida por areniscas, limonitas, lutitas y derramesvolcánicos.En el área de Ilo, a orillas de la fundición, se obser-va una unidad similar de areniscas con alto gradode metamorfismo que yace sobre el complejo basal;este afloramiento en esta zona tiene aproximada-mente 50 m de potencia.Correlación cronoestratigráfica: Estas areniscas ca-recen de fósiles, los que podrían sugerir una deter-minada edad. Narváez S. (1964) describe que estasecuencia presenta huellas de plantas del géneroPterophyllum que abarcan un rango de edad Triásicosuperior-Jurásico superior.Se sugiere una redefinición para la edad de este gru-po ya que en el área de Mal Paso-Tacna se ha deter-minado una secuncia de areniscas finas que yacensobre el basamento precámbrico que ha sido deter-minada como Formación Machani (Pino et al. 2004),la cual podría tener alguna relación con la secuen-cia sedimentaria descrita para la costa de Ilo, yaque ambas secuencias sobreyacen al mismo comple-jo basal.

GRUPO AMBO (Mississipiano superior)

El Paleozoico superior comprende el Carbonífero yPérmico, se inicia con una serie continental delMississipiano que incluye niveles marinos (GrupoAmbo) el cual se encuentra mejor expuesto a lo lar-go de la región andina oriental. La discordancia exis-

tente entre el Paleozoico superior (Missisipiano: Gru-po Ambo) y el Paleozoico inferior (Devoniano: Gru-po Cabanillas-Puno), ha sido observada en Juliacapor Laubacher (1978), esta secuencia es seguida deuna serie marina del Pensilvaniano al Pérmico infe-rior (Grupos Tarma y Copacabana), y luego poruna serie molásica continental (Grupo Mitu). Estaunidad litoestratigráfica, en el área de estudio refle-ja el hecho que fue depositado en grabenes dentrode un sistema de rifts (Sempere et al., 2002) y a lolargo del margen noreste de la Faja del Putina, com-prendiendo facies rojas de abanicos aluviales, riosproximales a distales, llanura aluvial y lagos en loscuales se intercalan niveles de calizas, cuerposevaporíticos y coladas volcánicas.En el área de Tacna esta unidad litoestratigráficainfrayace a las coladas basálticas de la FormaciónJunerata y consiste de una variedad de faciessedimentarias, compuesta de calizas fosilíferas ycalcarenitas, en la parte inferior presenta finaslaminaciones luego niveles de lutitas con plantas ytroncos fósiles. Hacia el contacto con la FormaciónJunerata, se observa la predominancia de areniscasblanquecinas de grano grueso hasta conglomerádicas,que se intercalan con unos niveles calcáreos. (Pinoet al. 2003).Correlación cronoestratigráfica: Las plantas y fósi-les recolectados en los niveles lutáceos fueron iden-tificados como Norhacopteris cf. Kellaybelenensis yTomiodendron sp. (Pino et al., 2002), formas queindican el Missipiano superior (Viseano superior-Serpukhoviano inferior; ~340-325 Ma). Ambostaxones reconocidos en las zonas de Ocoña-PuertoViejo y Paracas (Grupo Ambo, costa del Perú;Alleman y Pfefferrkon, 1988) así como en la penín-sula de Copacabana, donde se encuentran los nive-les lutáceos verdosos de la Formación Siripaca (miem-bro superior del Grupo Ambo) lo cual nos permitecorrelacionar sin ninguna duda.

MESOZOICO

FORMACIÓN CHOCOLATE (Hettangiano-Toarciano)

El nombre de esta unidad litoestratigráfica fue dadopor (Jenks, 1948) a una secuencia de rocas volcáni-ca-sedimentaria, compuesta por derrames deandesita, basalto, traquitas, tufos y aglomerados conalgunas intercalaciones de lutitas, cuarcitas, calizasy calcáreos en el área de Arequipa al norte del valleTambo. Su espesor es mayor que 900 m (casi nuncaaflora en totalidad) y puede alcanzar 1500 m inclu-yendo cerca de su tope niveles de calizas dentro delas cuales fueron hallados ammonites sinemurianos,y subyace con una discontinuidad a carbonatos deedad Liásico superior (Vicente, 1981).

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En el litoral del departamento de Moquegua se leasigna el mismo nombre a una secuencia compuestapor derrames andesíticos, dacíticos, aglomerados ybrechas que aflora a lo largo de la costa yaciendo endiscordancia con rocas más antiguas, las cuales porsu posición estratigráfica y litología soncorrelacionadas con la Formación Chocolate deArequipa (Bellido & Guevara 1963) donde fuerondatadas paleontológica e isotópicamente (Roperch& Carlier, 1992; Romeuf et al., 1993, 1995). En elárea de Moquegua, el volcánico Chocolate se en-cuentra compuesto mayormente por derrames deandesitas, dacitas y basaltos de texturas porfíriticacon matriz afanítica, en algunos casos brechoide(Sánchez 1983).En el área de Pocoma, la Formación Chocolate yaceen discordancia angular sobre los gneissprecambrianos (Bellido & Guevara 1963). En lasorillas del mar se observa un conglomerado volcáni-co grueso, compacto bien estratificado con orienta-ción E-W, N 60° de color gris verdoso con manchasvioletas y pardas rojizas. Este conglomerado se ha-lla cortado por diques de basalto y aplitas, donde enlos intersticios se aprecian vetillas de hematita; so-bre estos conglomerados yacen volcánicosbrechiformes y porfidíticos de color gris verdoso amarrón.En el C° Montón de Trigo (Ilo), la roca en general,presenta una coloración verdosa por haber sufridoaparentemente un metamorfismo por soterramien-to, las secuencias se encuentran cortadas por diquesmicrodioríticos (0255399,8064652). Se observan fi-lones de hematita intercrecida con magnetitas(0255163,8064492) y esta mineralización está aso-ciada a fallamientos normales con orientación de165°, 76 SW y estrías de falla que presentan orienta-ciones de 5° NW con movimientos dextrales.Correlación cronoestratigráfica: Por su naturalezavolcánica en el área de estudio la Formación Choco-late «de la costa» carece de fósiles pero subyace ala Formación volcano-sedimentaria Guaneros, conun espesor de más de 3000 m (Romeuf et al., 1993 y1995). Esta unidad litoestratigráfica es intruida porplutones que han proporcionado edades hettangianasa toarcianas (Clark et al., 1990; Romeuf et al., 1993)y posiblemente incluye depósitos triásicos.

SUPER UNIDAD PUNTA COLES (JurásicoMedio)

Esta unidad forma parte del batolito Jurásico don-de abundan el emplazamiento de gabros,gabrodioritas (Sánchez, A., 1983a) y monzotonalitasde la super unidad Punta Coles, que proporcionaronedades 170 Ma (K-Ar), (Sánchez. y Martínez, 2002).Así como 188,4 y 184 Ma (U-Pb sobre zircones;Mukasa, 1986) de donde se deduce que este evento

ocurría cuando la acumulación de las rocas de laFormación Chocolate reflejaban una intensasubsidencia tectónica; en este marco, las relacionesisotópicas del plomo (Mukasa, 1986) están en favorde una fusión coetánea de la corteza precámbrica,cuando el área de emplazamiento de estos plutonesestaba sufriendo un adelgazamiento litosférico másintenso.

FORMACIÓN JUNERATA (Pensilvaniano-jurásico basal)

El nombre de esta unidad litoestratigráfica fue dadopor Wilson & García (1962) durante la realizacióndel Cuadrángulo de Pachía y Palca para una se-cuencia de derrames volcánicos que tienen su mejorafloramiento al este de Palca, en el Cerro Junerata.Salinas (1985), Monge. & Cervantes (2000) la deno-minaron Formación Chocolate correlacionándola conla unidad definida en Arequipa (Jenks 1948), lo cualsugiere una mayor presición.En el Cerro Huanuane donde aflora la parte supe-rior de esta unidad se observa su contacto con lasfacies calcáreas de la Formación Pelado donde estácompuesta por una serie de coladas basálticas queen algunos niveles se intercalan con delgados bancosde lodolitas siliceo-calcáreas (Pino et al; 2002). Unacolada expuesta en la carretera a Palca muestra unaestructura almohadillada y es cubierta por un nivelsedimentario de 0.4 m de espesor, compuesto porlodolitas siliceo-calcáreas de color gris oscuro-negro,sin macrofósiles. Esta formación corresponde a unpotente apilamiento de coladas basálticas, como loindica la presencia de basaltos almohadillados (Pinoet al.; 2003).Correlación cronoestratigráfica: Wilson y García(1962) le asignaron una edad Hettangiano y posi-blemente una parte del Triásico superior, basadosen una correlación estratigráfica. Pino et al. (2003)propone que la Formación Junerata sólo se puedecorrelacionar estratigráficamente porque su partesedimentaria carece de fósiles y las lavas se encuen-tran bastante alteradas para realizar dataciones;entonces, esta unidad liotestratigrafica sobreyace alGrupo Ambo, el cual tiene fósiles del Carboníferoinferior (Mississipiano) (Pino 2002) e infrayace a laFormación Pelado que tiene fósiles del Sinemurianoinferior (Salinas 1985), por lo cual se supone que laFormación Junerata pudo desarrollarse entre elCarbonífero superior (Pensilvaniano) y el Jurásicobasal, comprendiendo un periodo entre 300-200 Ma.

FORMACIÓN PELADO (Sinemuriano-toarciano)

Esta formación fue descrita por Wilson y García(1962) para describir en los cuadrángulos de Pachíay Palca a una secuencia calcárea cuyo afloramiento

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típico es el Cerro Pelado situado al sur de la carre-tera Tacna-Bolivia, en el área de Bellavista.Esta unidad litoestratigráfica aflora también en loscerros Sino y Palquilla cuyo contacto inferior con laFormación Junerata es una superficie concordante,y el contacto con la sobreyaciente Formación SanFrancisco es transcicional (?) mostrando de vez encuando secuencias replegadas que dificultan la de-terminación del contacto. En general se observa unasecuencia que consiste de calizas, calizas bioclásticasy margas, muy fosilíferas (ammonites, braquiopodos,pelecípodos), que conforman la secuencias de la For-mación Pelado. (Pino et al.; 2003).Correlación cronoestratigráfica: Wilson y García(1962) le asignaron una edad Sinemuriano hastaToarciano inferior según evidencia fósil. Salinas(1985) le asigna una edad Sinemuriano inferior y labase del Toarciano superior, es decir entre ~202 y~184 M.a en base a evidencia fósil encontrada en lastres secuencias en que dividieron esta formación parasu estudio.

FORMACIÓN SAN FRANCISCO (Toarcianosuperior - Batoniano)

Esta unidad litoestratigráfica fue descrita por Wilson& García (1962) para una secuencia de centenaresde metros compuesta por areniscas, lutitas y cali-zas, estudiadas en las pampas San Francisco. Estaunidad tiene buenas exposiciones en los cerrosHuanune y Huanuane, esta formación suprayaceconcordantemente a la Formación Pelado; en estasección la secuencias fina es intruida «concor-dantemente» con el plutón tabular de Lluta. Estaunidad está compuesta por una potente seriegranodecreciente, compuesta por sedimentos muyfinos (calcilutitas y chert) con algunas intercalacionesde areniscas finas. (Pino et al., 2003).Correlación cronoestratigráfica: Wilson y García(1962) le asignaron un edad equivalente a Bajocianomedio, basada en evidencia fósil. Un estudiodatallado de los amonites (Salinas, 1985) permitióatribuir a la Formación San Francisco una edadToarciano superior-Batoniano superior, el cual co-rresponde a un rango ~184-165 Ma. Esta formaciónse correlaciona con la edad Bajociano-Batoniano dela Formación Guaneros del litoral sur-peruano(Romeuf et al., (1993, 1995).

FORMACIÓN ATASPACA (Caloviano-oxfor-diano)

Wilson. y García (1962) definieron a esta unidadlitoestratigráfica como parte del Grupo Yura, don-de esta formación comprendía la parte inferior deeste grupo que consiste de una secuencia compuestapor areniscas, calizas y lutitas interestratificadas en

capas delgadas (la parte superior del Grupo Yura esdenominada como Formación Chachacumane). Laparte inferior de la Formación Ataspaca es una se-cuencia de lutitas oscuras intercaladas con areniscasmacizas grises (nivel fosilífero), el miembro mediolo conforman lutitas con intercalaciones de arenis-cas macizas laminada y el miembro superior lo con-forman bancos de areniscas y niveles de lutitas. Estasecuencia se observa en la Quebrada Cuviri (1056m) (Pino et al., 2003).Correlación cronoestratigráfica: Wilson y Garcia.(1962) le atribuyeron una edad Caloviano, Salinas(1985) le atribuyó una edad Caloviano-Kimmeridgiano basado en evidencia fósil(ammonites), las determinaciones disponibles (vonHillebrant, en Salinas, 1985) sólo indican que la For-mación Ataspaca se depositó durante el intervaloCaloviano inferior-Oxfordiano. (165-154 Ma); la For-mación Ataspaca se correlaciona en parte con losmiembros medio y superior, de edad Caloviano, dela Formación Guaneros del Litoral (Bellido yGuevara. 1963, Vicente, 1981).

FORMACIÓN GUANEROS (Jurásico Medio-Superior)

El nombre de esta unidad lioestratigráfica fue dadopor Bellido E. y Guevara C. (1963), durante el estu-dio del Cuadrángulo de Punta Bombón y Clemesí,donde se describe una secuencia litológica de sedi-mentos clásticos marinos, formados por areniscas ylutitas intercaladas con gruesos miembros volcánicosconsistentes derrames y brechas que afloran típica-mente en los flancos y fondo de la Quebrada Guaneros.Su localidad típica se encuentra a 15 km aguas arribade su desembocadura, en el río Moquegua.Jaen y Ortiz (1963) describieron dos secuencias parala esta unidad litoestratigráfica en el área de LaYarada y Tacna donde reportan secuencias de are-niscas con algunas capas de calizas intercaladas conlutitas en la base y niveles superiores de derramesvolcánicos de andesíticos brechoides en niveles ma-cizos., la cual yace en discordancia sobre le volcáni-co Chocolate y subyace también en discordancia alVolcánico Toquepala la edad que le asignaron fueJurásico medio y superior.Martínez et al., (2004) describen en la sección de laQuebrada Guaneros una secuencia inferior compuestade compuesta de areniscas con intercalaciones delavas grises con delgadas capas de calizas fosilíferasy una secuencia superior que se inicia con lavasporfiríticas grises a rojas, cubiertas en discordanciaangular por conglomerados rojos e ignimbritas asu-midas al Grupo Toquepala.Correlación cronoestratigráfica: Bellido y Guevara(1963) le asignaron una edad Calloviana (Jurásicomedio) basados en evidencia fósil al igual que Jaen

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y Ortiz (1963). Romeuf et al., (1993, 1995)registraron evidencia de ammonites del Bajocianosuperior-Batoniano recolectados a la base de estaunidad litoestratigráfica. En la seccion de Alto ElMadero (para esta unidad litoestratigráfica) se hanhallado fósiles de edad Caloviano superio-Titonianopor ello se le asignaría una edad Jurásico medio-superior.

FILONES BÁSICOS

Las unidades jurásicas son cortadas por filones bási-cos, los que representan un magmatismo efusivo detipo andesítico, filones «diques» de diferente grosorcortan a secuencias del Chocolate y Guaneros, dis-poniéndose tres dataciones que se puedencorrelacionar con unos diques que intruyen a estra-tos de la Formación Junerata y sobre todo a la For-mación San Francisco aguas abajo de Palca.Correlación cronoestratigráfica. En el área de Iloun dique fue datado por 40Ar/39Ar sobre roca totalen 162,5 ± 0,3 M.a (Caloviano medio) (Roperh &Carlier, 1992). En el área de la Yarada, un basaltoporfirítico, que intruye a la Formación Guaneros fuedatado sobre plagioclasa por 40Ar/39Ar, indicandoedades de 157,2 ± 0,4 M.a (Oxfordiano Medio)(Romeuf, 1994); también un sill básico que intruyela Formación Guaneros fue datado en 129,9 ± 0,3Ma (Hauteriviano medio) por 40Ar/39Ar sobre rocatotal (Roperch & Carlier, 1992).Estos eventos magmáticos en el litoral sugieren quehubo por lo menos dos eventos de magmatismo bá-sico en el intervalo Jurásico medio-Cretácico infe-rior diferenciados por el emplazamiento de la For-mación Chachacumane y la otra durante la Forma-ción Chulluncane, la cual es considerada comomarcadora del desarrollo de un arco volcánico.

SUPER UNIDAD ILO - CRETÁCEO INFERIOR

La super unidad Ilo forma parte del llamado Batolitode Ilo del área de Moquegua, donde las rocas quepredominan son de naturaleza tonalítica ygranodiorítica. Esta super unidad está datada sobrehornblenda y biotita por el método K/Ar entre 113± 2,5 M.a y 99,9 ± 2,2 M.a respectivamente, asig-nándole un rango Cretáceo inferior (Sanchez, 1983y Mc Bride, 1977).

CENOZOICO

GRUPO TOQUEPALA (Cretáceo Superior-Paleoceno Superior)

Esta unidad litoestratigráfica fue descrita en elcuadrángulo de Punta Bombón y Clemesí (Bellido& Guevara (1963), para describir una gruesa

secuencia de rocas volcánicas formadas por derrames,brechas de flujo, aglomerados y piroclásticos finoscuyas composiciones varían entre dacitas, andesitas,traquitas y riolitas que descansan en discordanciasobre la Formación Guaneros y Volcánico Chocolate,donde se identifican sus miembros más inferiores.El actual Grupo Toquepala fue conocido anterior-mente como Formación Toquepala (Bellido y Lan-da, 1965), y fue elevado a la categoría por BellidoE. & Guevara C. (1963) a razón que buena parte delas unidades superiores del afloramiento se encuen-tran en los distritos mineros de Toquepala,Quellaveco y Cuajone donde fueron estudiados por.Richard y Coutright (1955) y Lacy (1958).Actualmente, el Grupo Toquepala está dividido encuatro formaciones algunas de ellas están subdivi-das en algunos miembros:1. Formación Huaracane (Martínez, 2000). Cono-

cida anteriomente como formación Toquepala(Bellido y Landa, 1965), actualmente está divi-dida en un conjunto de siete unidades volcano-clásticas estudiadas a lo largo del curso inferiordel río Torata.

2. Formación Inogoya (Bellido, 1979). Secuenciasedimentaria (Bellido y Landa, 1965), compues-ta de conglomerados, areniscas, gravas consoli-dadas, bien estratificadas, de coloración gris atonalidades claras, está diferenciada en variaslitofacies que van desde conglomerados gruesosen el sector oriental (Cerro Vizcachane) a siste-mas de areniscas y limolitas claras (HaciendaInogoya), intercalaciones de flujos piroclásticosporfiríticos grises de poco grosor (0.10 m), tabu-lares (Cerro Alegoma). Sobreyace a la Forma-ción Huaracane (miembros 04, 06 y 07), einfrayace disconforme a tobas soldadas macizas(Formación Paralaque). Su localidad tipo se en-cuentra en las inmediaciones de la Hacienda.Inogoya.

3. Formación Paralaque (Bellido, 1979). Secuenciade tobas (Bellido y Landa, 1965), altamente sol-dadas porfiríticas, textura eutaxítica con mine-rales esenciales de vidrio, plagioclasas y cuarzo,como accesorios, biotita, fragmentos líticos yopacos, color gris rojizo, conforman farallonesabruptos y extensas plataformas como las obser-vadas en Otora, y en la carretera que va de Torataa Cuajone. En el sector de Otora afloran secuen-cias sedimentarias compuestas por lodolitas yareniscas finas rojizas a grises, bien estratificadasque se definen como un miembro para esta for-mación. Sobreyace disconforme sobre la Forma-ción Inogoya e infrayace en igual relación a laFormación Quellaveco, esta unidad es asignadaal Cretáceo superior.

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4. Formación Quellaveco (Bellido, 1979). Secuen-cia volcánica dividida en cinco miembros:

• Miembro Asana. Secuencia de lavas coherentes, decomposición química riolítica, color gris claro,porfidíticas con cuarzo libre y feldespatos mayor-mente alterados, el cuarzo hialino es flotante enmatriz media compuesta por cuarzo-feldespato. Suestratotipo se encuentra en las inmediaciones delpoblado de Asana, la Cimarrona y Villa Toquepala.

• Miembro Carpanito. Secuencia de lavas coherentesde grano fino gris oscuras, estratificadas, de texturaPorfidítica seriada con plagioclasas y ortopiroxenosesencialmente. Afloran en los valles del ríoCapillune, cerros Carpanito y Pedregal.

• Miembro Yarito. Secuencia de lavas porfidíticasgris rosadas, matriz fina, muy resistentes ysilicificadas, presentan buena estratificación,químicamente son riolitas alteradas a arcilla-sericita, parcialmente afaníticas con matrizholocristalina. Aflora extensamente al NO de lamina Toquepala entre los cerros Yarito y CruzLaca, regionalmente tiene forma dómica e intruyea las secuencias volcánicas Samanape y Paralaque,presenta contacto fallado (Falla Micalaco) con laSuperunidad Yarabamba y las andesitas Carpanito.

• Miembro Tinajones. Secuencia de lavas coheren-tes blanco amarillentas estratificadas, porfidíticascon cuarzo flotante en matriz afanítita, se incli-nan 15 - 20° en dirección SO, su afloramiento seencuentra entre la mina de Cuajone y la Quebra-da Charaque.

• Miembro Samanape. Esta dividida en dos unidades:Inferior. Secuencia de lavas coherentes de com-posición química andesítica, porfidíticas bienestratificadas, color gris en fresco y blanquecinoen afloramiento, se intercalan tobas grises contono violáceo con fragmentos de plagioclasas ycuarzo la mayoría silicificados y sericitizados, seinclinan ligeramente (15°) en dirección SO en-contrándose expuesto a lo largo de la carreteraQuellaveco-Quebrada. Honda, Quebrada Cocotea,Cuajone y Chujulay. Se cuenta con datacionesradiométricas para esta unidad; 52.3 ± 1.6; 52.43± 1.7; (Mina Cuajone, Clark, et al. 1990), 53.6± 3.0; 55 ± 1.10; 56.2 ± 2.10 (YacimientoQuellaveco, Zimmermamnn y Kihien 1983).Sobreyace disconforme sobre la riolita Asana einfrayace a la unidad superior, Grupo Barroso ydepósitos morrénicos.Superior. Secuencia de tobas-lapilli, blanqueci-nas bien estratificadas que presentan formas re-dondeadas en afloramiento, está compuesta defragmentos líticos, pómez en matriz tobácea bas-tante alterada, en algunos sectores presentan tex-tura eutaxítica y reomórficas, se intercalan consecuencias de lahares gris marrones compuestos

de guijas polimícticas la mayoría de origen vol-cánico englobados en matriz de arenas gruesas,intercalándose con estratos de limolitas grises yareniscas finas. Se expone ampliamente a lo lar-go de la carretera Quebrada Honda-MinaToquepala. Sobreyace disconforme sobre la uni-dad inferior e infrayace a la Formación Huaylillas(Martínez y Zuloaga, 2002), Palacios (1995) lodescribe como representante de una intensa acti-vidad volcánica constituido por aglomeradospiroclásticos cuyas composiciones varían adacitas-traquidacitas y riolitas, con intercala-ciones locales de sedimentos clásticos, conglome-rados, areniscas y calizas con ostracodos. Actual-mente es resaltante el conjunto de rocas volcáni-cas que varían entre; tobas-lapilli, ignimbritas,lavas andesíticas/basálticas y riolitas (Martínez,2002). Este grupo se encuentra en el flanco estede la cordillera de la costa yaciendo en discor-dancia sobre la Formación Guaneros.Correlación cronestratigráfica: El GrupoToquepala ha sido datado en 70 M.a por Bellón yLefevre (1976), 59.3 ± 2 M.a (Vatin, 1982) paralas secuencias basales, por el método Rb/Sr seregistraron edades de 63 a 74-100 M.a entreMoquegua y Torata, bajando hasta el Cretáceoinferior (?) (Boyle, et al. 1990), en secuencias su-periores en el sector de Quellaveco se registraronedades de 53-55 M.a (Zimmermann y Kihien,1983).

PLUTÓN DE LLUTA (Paleoceno superior)

Este plutón forma un cuerpo tabular que se emplazaconcordante a la Formación San Francisco, fuedatado por Clark et al. (1990), quienes registraronuna edad de 62.12 ± 1.94 Ma (40Ar/39Ar) y 60.33 ±1.3 Ma (K/Ar) ambas sobre biotita, demostrandoentonces que pertenece a la Unidad Yarabamba(Monge y Cervantes 2000) que se emplazó durantela época de acumulación del Grupo Toquepala. EstaUnidad Yarabamba comprende gabros, dioritas,monzodioritas y cuarzomonitas que afloran a lolargo de una franja limitada por los sistemas defallas Incapuquio y Quellaveco. Este cuerpointrusivo se emplazó atravesando las rocas delGrupo Toquepala y tienen edades K/Arcomprendidas entre; 45.9 ± 0.30 y 66.3 ± 7.5 Maobtenidas entre las localidades de Quellaveco yToquepala (Zimmermann y Kihien, 1983).

GRUPO MOQUEGUA (Eoceno Superior (?) -Mioceno inferior)

Fue descrito por Adams (1906) para una secuenciade capas continentales, compuestas por arcillas, are-niscas, conglomerados, areniscas tufáceas y tufos de

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color rojizo a blanco amarillento, que afloran típi-camente en el valle de Moquegua.Las muestras de estudio se ubican geográficamentedentro del Cuadrángulo de Moquegua, donde estaunidad sobreyace en fuerte discordancia sobre elGrupo Toquepala, tal como se observa en el Vallede Moquegua y en las partes bajas de la minaToquepala (Bellido, 1979).Los sedimentos que conforman esta secuencia denaturaleza continental conforman el denominadoGrupo Moquegua, que descansa sobre los volcánicosToquepala del Paleoceno en el área de Locumba. Enla quebrada del río Sama se observa un paleorrelievede rocas volcánicas a la base (Grupo. Toquepala)rellenado por secuencias conglomerádicas (GrupoMoquegua). Mientras que en el área de Ilo, el con-tacto inferior es discordante con la FormaciónGuaneros y están cubiertos por las ignimbritasHuaylillas del Mioceno Inferior y Medio (Narváez1964; Marocco, et al., 1985).El Grupo Moquegua está compuesto por una suce-sión de depósitos detríticos que muestra en su mitadsuperior una nítida estrato granocrecencia. En suparte más superior aparecen clastos tanto de rocasvolcánicas e intrusivas pre-Moquegua, asimismo sedenotan la presencia de pómez e ignimbritas coetá-neas de la sedimentación. Tal aumento de la influen-cia volcánica explosiva hacia arriba demuestra queexiste una transición con la Formación Huaylillas(Flores y Sempere, 2002).Correlación Cronoestratigráfica. Sempere et al.,2004a, confirman una edad Ar-Ar 30.7±0.5 Ma so-bre biotita de un nivel ubicado a dos metros pordebajo del contacto entre el Moquegua Superior-Moquegua Inferior, lo cual discrepa con una edadque proporcionaran Marocco (1984) y Huaman(1985) para un nivel resedimentado exactamente enel mismo contacto de estos dos miembros. Lo cualsupondría un rango de edad desde Eoceno Superiorhasta Mioceno inferior para el Grupo Moquegua (?).

FORMACIÓN HUAYLILLAS (Mioceno Inferior)

Esta unidad litostratigráfica fue denominada porWilson J. y García W. (1962) para describir unagruesa secuencia de tufos dacíticos que se extiendenpor toda el área del Cuadrángulo de Huaylillas don-de suprayace a las Formaciones Moquegua yHuilacollo con una discordancia paralela pero tam-bién en varios sectores del área de Pachía y Palca.En la zona ubicada en el cerro Huanune se trata deun potente paquete de ignimbritas riolíticas biensoldadas, de color rosado blanquecino.Correlación cronoestratigráfica. Las edades que seconocen para este volcanismo explosivo félsico sondel Oligoceno terminal: 25,3 ± 0,8 Ma (K-Ar sobre

biotita; Tosdal et al., 1981) en el área de Moquegua,y 24,23 ± 0,13 y 24,17 ± 0,13 Ma (Ar-Ar sobrebiotita; Wörner et al., 2000) en el vecino norte chi-leno para formaciones de similar edad.En la región de Tacna, todas las edades disponiblespara esta formación se obtuvieron por el método K-Ar, e indican el Mioceno inferior.Sobre biotita: 23,77 ± 0,48 Ma, 22,1 ± 0,50 Ma,22,03 ± 0,51 Ma, (France et al., 1984), 21,6 ± 0,7Ma (Tosdal et al., 1981), 21,4 ± 0,82 Ma, 21,23 ±0,58 Ma, 21,21 ± 0,09 Ma, 20,65 ± 0,94 Ma, 18,34± 0,41 Ma, 18,15 ± 0,43 Ma (France et al., 1984);sobre hornblenda: 20,99 ± 1,5 Ma (France et al.,1984); sobre roca total: 22,0 ± 1,2, 18,4 ± 0,5 Ma,18,3 ± 0,5 Ma (Bellon y Lefèvre, 1976).Cabe notar que de estas 13, 07 edades coincidenpara sugerir un evento principal en 21,76 ± 0,05Ma, y que otras 4 sugieren otro evento en 18,26 ±0,32 Ma.

PETROGRAFÍA DE LAS UNIDADES JURÁSICASDE LA COSTA SUR

La descripción petrográfica realizada para cada unade las unidades litoestratigraficas, se ha realizado apartir de un muestreo regional en lo que se conside-ró las mejores exposiciones de esta unidades en lasáreas de Moquegua y Tacna, por lo que estas des-cripciones, así como sus interpretaciones nos brin-dan importante información desde un punto de vis-ta cualitativo y mineralógico para cada una de estasunidades.

DESCRIPCIÓN PETROGRÁFICA DE LA FOR-MACIÓN CHOCOLATE

Descripción petrográfica

Muestra: Ch-01 (Fig. 2)Esta muestra de roca ígnea volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas, donde losfenocristales presentan maclas de carsbald, los mis-mos que están englobados en la matriz con aparien-cia traquítica conformada por microlitos deplagioclasas con tamaños de 0,09 mm. Los feldespatospotásicos también se encuentran en formas subhedralescon tamaños menores a 0,639 mm, los cuales presen-tan maclas del tipo carsbald muy características.Los minerales secundarios están representados porlas hornblendas donde se aprecia un reemplazo totalpor calcita y algunas están siendo reemplazadas porlas biotitas secundarias; el cuarzo secundario se en-cuentra como vetillas asociado a la calcita.Los minerales de alteración hidrotermal están re-presentados por cloritas como producto de altera-ción de la biotita y la biotita secundaria productode la alteración de las hornblendas.

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Los minerales de alteración supérgena, las limonitasy hematitas como producto de alteración de losminerales opacos.Los minerales opacos se encuentran en gran canti-dad con formas subhedrales y se observa que mu-chos de ellos están alterados a hematitas.La textura que presenta esta roca es holocristalinaporfidítica con matriz microlíticaPorcentaje Modal: plag 85%, fk 4% hrn 3%, calc2%, op 6%.Clasificación: Basalto

Muestra: Ch-02Esta muestra de roca ígnea volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas en fenocristalesy en microlitos en la matriz en un agregado másfino, los fenocristales de plagioclasas presentan unmaclado complejo en maclas de tipo, polisintética,y periclina. Los feldespatos potásicos en formaseuhedrales con tamaños que menores de 0,693 mmque los cuales se encuentran alterados a arcillas ypresentan maclas de tipo carsbald. Los microlitoscorroen a los fenocristales, que presentan una fuertealteración a sericitas. Se observan aglomerados defenocristales de plagioclasas y también otros pre-sentan una recristalización de los mismos, presen-tando sólo formas subhedrales por una disolucióndel mineral por parte de la matriz.Los minerales secundarios se representan por lashornblendas que se encuentran en fenocristales conformas subhedrales a anhedrales, los cuales estáncorroídos por la matriz. Otros minerales secunda-rios son las biotitas que se encuentran en pequeñaslaminillas sobre las plagioclasas, presenta un proce-so de alteración hidrotermal.Los minerales de alteración hidrotermal son: lasericita, que se presenta por alteración de losfeldespatos representando un proceso de sericitizaciónavanzada; la actinolita-tremolita, como producto dealteración de las hornblendas en agregados radialesy aun se nota en reemplazamiento; la clorita comoproducto de alteración de los minerales opacos engran cantidad; las arcillas, se presentan alteraciónde los fenocristales de feldespatos potásicos.Los minerales de alteración supérgena son laslimonitas, presentes como pequeñas vetillas atrave-sando a las plagioclasas al parecer por alteración delos minerales opacos.Los minerales opacos se encuentra en gran cantidaden formas anhedrales con alteración a hematitas yse encuentran corroyendo a las plagioclasas.La textura que presenta esta roca es holocristalinaporfidítica con matriz microlítica

La alteración que presenta esta roca es potásica porla formación de biotita secundaria.Porcentaje modal: plag 78%, fk 9%, hrn 4% serc 5%hmt 2% lmt 2%.Clasificación: Andesita.Observaciones: Se observa una alteración potásicanotable en la biotita secundaria. Hay presencia delixiviación que ha dado lugar a los minerales de al-teración que se observan microscópicamente ymacroscópicamente.

Muestra: Ch-03Este fragmento de roca ígnea volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas que se en-cuentran conformando la matriz donde presentancierta orientación de los microlitos. Los fenocristalesque al parecer están envueltos en esta matriz pre-sentan cierta rotación y están intercrecidos conmicroclina, la cual se presenta en cantidades subor-dinadas. En algunos casos solo se observan rema-nentes de algunos fenocristales de plagioclasas por-que la alteración es muy fuerte a arcillas.Los minerales secundarios como cuarzo y calcita sepresentan como relleno de microvesículas.La alteración hidrotermal está representada por lascloritas, que se encuentran en abundancia al pare-cer por alteración de los minerales ferromagnesianosque formaron parte de la roca y ahora no se lograndistinguir con claridad. La variedad de clorita queabunda es la pinina en su color «berlín azul» carac-terístico y están muy asociadas a las limonitas.La alteración supérgena está representada por laslimonitas y hematitas como producto de la altera-ción de los minerales opacos.Los minerales opacos se observan en gran cantidaden toda la muestra y muchos han sido alterados alimonitas.La textura que presenta esta roca es holocristalinaporfidítica con matriz microlítica fluidal.La alteración que presenta esta roca es cloritización.Porcentaje modal: plag 87%, fk 3%, anf 3,5% arc4%, hm 2,5%.Clasificación: Andesita.Observaciones: La muestra envuelve mucha canti-dad de fragmentos líticos.

Muestra: Ch-04Este fragmento de roca volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas, las cualespresentan un maclado complejo, además del tipo dela albita, y son del tipo labradorita según ángulo deextinción (33° a 30°) en su mayoría. Los fenocristales

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están reemplazados por minerales de alteración comola sericita y arcillas así como los microlitos que seencuentran dispuestos en la matriz.Los minerales secundarios lo conforman los piroxenosque se observan como remanentes, ya que éstosminerales presentan alteración a cloritas en gradoavanzado.Los minerales de alteración hidrotermal están re-presentados por las sericitas, que se observan comoproducto de alteración de los fenocristales deplagioclasas y están rellenando microfracturas; lasepídotas y cloritas se presentan como producto dealteración de las plagioclasas.Los minerales opacos se encuentran en gran canti-dad dentro de la matriz.La textura que presenta esta roca es holocristlinaporfidítica con matriz microcristalina.La alteración que presenta esta roca es lapropilitización y sericitización.Porcentaje Modal: plag 80 %, px 9%, ser 6%, arcilla2.5% chl 3%, ep 1.5%.Clasificación: Basalto.

Muestra: Ch-05Este fragmento de roca volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas en fenocristalesy microlitos, los fenocristales en formas euhedralescon tamaños menores a 3.16mm los se encuentranalterados a sericitas por las bandas de zonamientode las plagioclasas y algunos fenocristales muestranalteraciones a arcillas en los centros. Los microlitoscon tamaños de hasta 0.15mm dispuestos en la ma-triz se encuentran también completamente altera-dos a sericitas.Los minerales secundarios se representan en lasbiotitas que se presenta con alteración incipiente acloritas.Los minerales accesorios están representados por lasturmalinas pequeños cristales euhedrales de cortebasal.Los minerales de alteración hidrotermal están re-presentados por la biotita secundaria, cloritas, poralteración incipiente de algunas biotitas primarias,la sericita, producto de alteración los feldespatos, laepídota, producto de alteración de algunasplagioclasas se encuentra en asociación con la biotitay el cuarzo que está en finos agregados secundarios.Los minerales de alteración supérgena se represen-tan en las limonitas, que se encuentran por toda lamuestra, tiñendo a los feldespatos de coloracionesrojizas.Los minerales opacos se encuentran diseminados enla matriz con formas cúbicas posiblemente de piritas.

La alteración que presenta esta roca es la sericiti-zación.La textura que presenta esta roca es holocristalinaporfidítica con matriz microlítica.Porcentaje Modal: plag 82%, ser 8%, arcilla 4% bt3%, op 6%.Clasificación: Andesita.

Muestra: Ch-06Este fragmento de roca volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas en fenocristalesy microlitos dispuestos en la matriz, presentandocomo variedad principal a la labradorita y oligoclasasegún ángulo de extinción (23° a 29.5°), losfenocristales presentan alteración a sericita con in-cipiente alteración a arcillas.Los minerales secundarios lo conforman las cloritascristalizadas en agregados masivos, casi cristaliza-da se encuentra diseminada por toda la roca y alparecer no ha sido producto de alteración sino deorigen primario porque no se observa un posible re-emplazamiento de algún ferromagnesiano.Los minerales de alteración hidrotermal lo confor-ma la sericita, por alteración de las plagioclasas,llegando a la sericitización, las arcillas como pro-ducto de alteración de las plagioclasas pero de ma-nera incipiente.Los minerales de alteración supérgena lo conformanlas limonitas, como producto de alteración de algu-nos minerales máficos, asimismo están en los bordesde algunas cloritas lo cual indica que éstas posible-mente estén alterándose también a limonitas.La textura que presenta esta roca es holocristalinaporfidítica con matriz microlítica fluidal.Observaciones: Se observa una alteración propilíticaavanzada.Porcentaje Modal: plag 85%, ser 6%, arcilla 2%, ep3%, chl 3% lm 1%.Clasificación: Basalto propilitizado.

Muestra: Ch-07Este fragmento de roca volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas en fenocristalesy como microlitos dentro de la matriz. Losfenocristales presentan un maclado complejo de tipopolisintético y carsbald, algunos de ellos muestrancorrosión en los bordes por parte de los mineralesopacos. Muchos de los fenocristales se encuentranfracturados donde la matriz ha tomado lugar. Algu-nos fenocristales presentan recristalización ya que apesar de ser un mismo mineral, por esfuerzoscompresivos está fracturado lo cual se nota en loscontornos irregulares. Los microlitos de la matriz

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están paralelos a la disposición de los fenocristaleslos cuales al asentarse han dispuesto a los microlitosde una manera horizontal debajo de ellos, las varie-dades son de andesina y labradorita con ángulos deextinción que varían de 25º a 35º formando el mine-ral esencial de en esta roca.Los minerales secundarios lo conforman las calcitascomo producto de alteración de las plagioclasas, elcuarzo y calcita como relleno de microvenillas, laclorita, como relleno de las pequeñas vacuolas enlos xenolitos.Los minerales de alteración hidrotermal lo confor-man las cloritas provenientes de dos fuentes, la pri-mera se origina como alteración de los mineralesopacos notándose una coloración rojiza en el centrorodeado por una coloración verdosa lo cual indicaque aún no hay un completo reemplazamiento; lasegunda es como producto de alteración de lospiroxenos que ya no son distinguibles en esta mues-tras solo algunos remanentes. La calcita se observacomo reemplazamiento total de los anfiboles prima-rios; la sericita en alta proporción, este mineral estácomo producto de alteración de los feldespatos.Los minerales de alteración supérgena los confor-man las limonitas, como alteración de los mineralesopacos, los cuales se encuentran tiñendo a lasplagioclasas.Los minerales opacos se encuentran en la matrizdiseminados en mayor proporción que dentro de losxenolitos con formas anhedrales y subhedrales, espor ello que en la matriz hay más óxidos de hierro.La textura que presenta esta roca es holocristalinaporfíditica con matriz microlíticaClasificación: Andesita (?)Observaciones. Se observa un proceso de cloritización.Asimismo, esta roca está compuesta por fragmen-tos líticos de distinta composición al eventomagmático que los envolvió.

Interpretación petrográficaLas muestras de la formación chocolate tomadas alnorte de Ilo representan un proceso volcánico efusi-vo, con eventos algo explosivos denotado en los frag-mentos líticos que se observan dentro de los flujosde lavas de composición basáltica y andesítica, loscuales presentan un fuerte proceso de alteraciónpropilítica-argílica y sericítica que se vaincrementando hacia el sur. La proporción de mine-rales opacos es casi constante, al igual que en lacomposición de las rocas, lo cual sugiere una simili-tud en la composición de magma durante gran par-te del evento. Hacia el norte el evento denota unincremento en acidez, por eso la cristalización defeldespatos potásicos euehdrales llegan a mostrartexturas cumulofíricas con matriz conformada por

microlitos de plagioclasas casi euhedrales, caso con-trario ocurre hacia el sur donde los cristales presen-tan formas anhedrales y astillosa con matriz muyfina (microgranular).En el área de Tacna, la Formación Chocolate «de lacosta» subyace a la Formación volcano-sedimentariaGuaneros. En la base de esta Formación Guaneros,que aparentemente registra un episodio transgresivo,hay registro de ammonites del Bajociano superior-Batoniano (Romeuf et al., 1993, 1995). La Forma-ción Chocolate «de la costa» es intruida por plutonesde edades hettangianas a toarcianas (Clark et al.,1990a; Romeuf et al., 1993) y posiblemente incluyedepósitos triásicos.Dado que las formaciones costeras atribuidas a laFormación Chocolate no son equivalentes cro-nológicos o genéticos de ésta en su lugar de defini-ción (Arequipa), anteriores autores sugieren que es-tas unidades volcánicas homónimas deberían ser pru-dentemente distinguidas de la Formación Chocolates.s. a partir de ahora. Por lo tanto, el contexto dearco reconstruido para las rocas volcánicas costerasdel Jurásico medio no tendría que generalizarse a laFormación Chocolate s.s. (Triásico? superior-Liásicoinferior) de la cuenca de Arequipa del interior.

DESCRIPCIÓN PETROGRÁFICA DE LA SUPERUNIDAD PUNTA COLES


Muestra: Punta Coles 01Este fragmento de roca intrusiva contiene como mi-nerales esenciales a la plagioclasas con tamañosmenores de 4,44 mm con un maclado complejo de laalbita, polisintética y de la periclina además algu-nas de ellas presentan pertíticas. La variedad prin-cipal es la andesina según ángulo de extinción (17°-20°). Estas plagioclasas presentan alteración asericitas y epídota. El feldespato potásico presentees la microclina el cual presenta un maclado típicocon tamaños menores a 0,91 mm la cual presentauna alteración argílica avanzada. El cuarzo es otromineral esencial, y está como relleno de intersticiosintercrecido entre los feldespatos.Como minerales secundarios están las hornblendasen formas subhedrales a anhedrales con tamañosmenores a 2,10 mm, que se presentan como un re-emplazamiento a partir de los bordes de los piroxenos.Los anfíboles presentan su maclado característicode baveno. La actinolita-tremolita también está pre-sente en agregados prismáticos alargados rodeandoal piroxeno. Estos anfíboles, a su vez, se encuentrancon algo de alteración a epídotas. Los piroxenos enformas anhedrales con tamaños menores a 0,77 mmasociados por el reemplazamiento, presentan bordes

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con verdosa lo cual indica una alteración incipientea clorita. Otro mineral secundario es la biotita, enplayas irregulares de grandes tamaños con altera-ción a cloritas.Como minerales de alteración están la sericita, comoproducto de alteración de las plagioclasas en un pro-ceso avanzado de sericitización; las arcillas, son pro-ducto de alteración de los feldespatos potásicos; laepídota como producto de alteración de lashornblendas; la clorita, por alteración de losferromagnesianos en especial de los piroxenos.La textura que presenta esta roca es hipidiomórficaequigranular.La alteración que presenta esta roca es unapropilitización con incipiente sericitización.Porcentaje Modal: plag 84 % fk 5% qz 4% anf 7%,px 2%.Clasificación: Gabrodiorita.

DESCRIPCIÓN PETROGRÁFICA DE LA FOR-MACIÓN JUNERATA


Muestra: Jn-01Este fragmento de roca volcánica está constituido porlas plagioclasas en formas aciculares con tamaños de0,11 mm a 0,19 mm, presentan extinción paralela,encontrándose distribuidas por toda la roca, presen-tando un proceso de sericitización avanzada. Ademásalgunas de ellas presentan alteración a carbonatos.Los minerales secundarios lo conforman los olivinos,en formas anhedrales con tamaños que varían de0,07-0,04 mm presentan una alteración casi total aiddingsita. La calcita se presenta como aislados deorigen primario con tamaños de 1,67 mm a 0,56 mmpresentando bordes irregulares, y también comorelleno de microvenillas que cortan a los cristales deplagioclasas. El cuarzo, está asociado a la calcitacomo relleno de vacuolas y cuando no es así, estácomo agregado acicular a manera de coronas.Los minerales de alteración son las calcitas comoproducto de alteración de las plagioclasas ya que seencuentran sobreimpuestas a las plagioclasas; en otroscasos se observa a la plagioclasa como remanentedebajo de este carbonato y la gohetita que se en-cuentra en agregados globulares concrecionales contamaños de 3,33 mm a 0,41 mm rodeado por lacalcita en muchas partes.La textura que presenta esta roca es holocristalinaporfidítica con matriz microlítica.Porcentaje Modal: plag 74%, ol 11% cal 8%, iddg4%, goe 3%.Clasificación: Andesita-Basáltica.

Muestra: Jn-02Este fragmento de roca volcánica contiene comominerales esenciales a las plagioclasas en formasanhedrales y conforman un porcentaje casi total deesta roca, ahora, solo se observa vestigios de unmaclado polisintético, lo cual facilita su identifica-ción, ya que el proceso de epidotización en estosminerales en muy intenso, la alteración a epídotaformada a partir de la plagioclasa es casi completa.El mineral secundario. El cuarzo es un mineral se-cundario, se encuentra en aglomerados, presentan-do una estructura en mosaicos, rodeado por diminu-tos cristales de cuarzo en forma granular (lo cualindica un ambiente hidrotermal neto) como rellenosde microvenillas.Los minerales de alteración representados por laepídota se encuentran en abundancia y en un reem-plazamiento total a partir de las plagioclasas. Laslimonitas y hematitas se forman por la alteración delos minerales opacos que se encuentran disemina-dos en gran cantidad dentro de la matriz.Los minerales accesorios representados por lasceolitas (natrolita) se encuentran en abundanciacomo relleno de microvesículas intercrecido con elcuarzo en agregados radiales, donde estas vacuolasmiden alrededor de 3,33 mm y cuando estas ceolitasno están se encuentran en agregados masivos contamaños de hasta 1,17 mm. Otros minerales acceso-rios son los apatitos con formas euhedrales y tama-ños que varían de 0,32 mm a 0,44 mm.La textura que presenta esta roca es holocristalinamicroporfidítica.La alteración que presenta esta roca es laepidotización.Porcentaje Modal: plag 82%, ep 12,5%, qz 3,5% ceo1% ap 1% op 2%.Clasificación: Basalto epidotizado.Observaciones: Roca filoniana constituida por aso-ciaciones de cuarzo y epídota. Además esta rocacontiene esferulitos de feldespato que contienen enel centro un pequeño cristal de cuarzo con tamañosalrededor de 1,39 mm a menos.

Muestra: Jn-03Este fragmento de roca volcánica contiene minera-les esenciales como las plagioclasas, las cuales estánen fenocristales y como microlitos en la matriz. Losfenocristales presentan formas subhedrales aanhedrales, con tamaños que varían de 3 mm a 1,67mm estos fenocristales se encuentran en texturascumulofíricas (sobre la matriz) donde se observa queel proceso de alteración de estos fenocristales aepídota es muy intenso. El ángulo de extinción queestos cristales presentan varía de 29° a 31°, presen-tando como variedad principal a la oligoclasa. Losmicrolitos de la matriz presentan tamaños que va-

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rían de 0,4 mm con formas anhedrales y con unmaclado polisintético, estos microlitos se encuen-tran alterados a biotitas.Los minerales secundarios como los piroxenos pre-sentan formas subhedrales a anhedrales con tama-ños menores a 1,3 mm presentando alteración acloritas, con los bordes del cristal asimilados por losmicrolitos de plagioclasas, lo cual indica su antigüe-dad en el orden de cristalización. Los minerales ac-cesorios están representados por los rutilos y anatasas.Los minerales de alteración están representados porla epídota, que se forma de tres maneras; la prime-ra, por alteración de los fenocristales de plagioclasadispuesta a partir de sus planos de clivaje de mane-ra avanzada; la segunda, por alteración de losferromagnesianos, en este caso de los piroxenos demanera incipiente; y la tercera como relleno devacuolas asociadas a la calcita. La sericita, está con-tenida sobre algunos fenocristales de plagioclasas,pero, sobre todo, están como alteración de losmicrolitos que conforman la matriz; la calcita seforma de dos maneras: la primera está como rellenode microvacuolas asociada a la epídota en gran can-tidad presentando formas irregulares, donde se ob-serva que éstas vacuolas empujan a los fenocristalesde plagioclasas hasta flexurarlos; la segunda formade emplazamiento de la calcita es como vetillas se-cundarias al parecer por alteración supérgena quese disponen a lo largo de toda la sección. Las cloritasa partir de los minerales ferromagnesianos, en estecaso los piroxenos. Las limonitas se forman partirde los minerales opacos, los mismos que se observancon intensas coloraciones rojizas dentro de lasvacuolas, también se forman por alteración de losferromagnesianos que antes se alteraron a epídotas.Los minerales opacos son abundantes en la matrizcon aureolas rojizas de óxidos de hierro.La alteración que presenta esta roca es lapropilitización y sericitizaciónLa textura que presenta esta roca es porfidítica conmatriz microlíticaPorcentaje Modal: plag 85%, cal 2,5%, ep 5,5%, chl3,5, lm 1,5%, op 2%.Clasificación. Basalto piroxénico.

Muestra: Jn-04Este fragmento de roca volcánica contiene comominerales esenciales como las plagioclasas están for-mas euhedrales a subhedrales con tamaños que va-rían de 2,6 mm a 1,3 mm El ángulo de extinción deestos fenocristales varía de 23° a 24° presentandocomo variedad principal a la oligoclasa. Sobre estosminerales se observan sericitas que los reemplazanpor completo dejando solo moldes de estos cristales,en muchos casos, aunque algunos también presen-tan una ligera alteración a carbonatos a partir de

sus bordes, los microlitos pequeños con forma aciculary tamaños de 0,16 mm a 0,22 mm dispuestos a ma-nera de listoncitos que se encuentran conformandola matriz y corroen los bordes de los fenocristales.Los minerales secundarios como los piroxenos pre-sentan formas anhedrales con tamaños menores quevarían de 0,7 mm a 0,52 mm, los cuales presentanuna fuerte alteración a serpentinas. La calcita se-cundaria se emplaza a manera de rellenos de vetillasen muchos casos atravesando a los fenocristales deplagioclasas. Otro mineral secundario es la clorita,se forma como relleno de microvesículas asociadas aotros minerales como la calcita.Los minerales de alteración representados por lasbiotitas, como producto de alteración de los piroxenosporque ahora se observa solo sus coloraciones ma-rrones ya que se encuentra alterado al mismo tiem-po a cloritas. Las cloritas, que se presentan de dosmaneras: primero, diseminada entre los microlitosde plagioclasas que conforman la matriz productode la alteración de los piroxenos que se alteraron abiotitas en un primer momento. Y también por alte-ración de las plagioclasas formando una superficiede corrosión sobre ellas. Las epídotas, como produc-to de alteración de la plagioclasa bien cristalizada.La calcita, se forma por alteración de las plagioclasasa partir de sus bordes. Las limonitas, formados apartir de los minerales opacos, pero en la matrizque presenta una coloración rojiza.La alteración que presenta la roca es una pro-pilitización.La textura que presenta la roca es holocristlinaporfidítica con matriz microlíticaPorcentaje Modal. plag 74,9%, px 9,4%, ep 6,2%, ol5, 5%, otro 3,8%.Clasificación: Basalto Olivinico.

Interpretación petrográficaLas muestras de la Formación Junerata correspon-den a un magmatismo efusivo de procedenciabasáltica, donde los principales minerales son lospiroxenos y olivinos. Así mismo esta unidadlitoestratigráfica presenta un grado de alteración aepídota avanzado y las vacuolas presentes en losflujos de lavas caracterizan un ambiente aéreo deemplazamiento aunque se han observado basaltoalmohadillados (Pino, 2003) que sugiere un am-biente subacuático. Para correlacionar Salinas(1985), Monge y Cervantes (2000) esta formaciónsituada al este de Palca, en el Cerro Junerata conla Formación Chocolate definida en el área Arequipa(Jenks, 1948), se recomendaría un mayor estudiode carácter geoquímico comparado entre las dossecuencias.

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DESCRIPCIÓN PETROGRÁFICA DE LA FOR-MACIÓN GUANEROS


Muestra: Gn-01Este fragmento de roca sedimentaria está compues-ta principalmente por cuarzo en agregadoscriptocristalinos, los cuales se disponen con ciertaestratificación conformando la matriz.Como mineral secundario de alteración se observala epídota intercrecida con el cuarzo a manera devetillas dispersas por todas las muestras.Los minerales opacos son muy abundantes, entreellos se encuentra la pirita framboidal cristalizada,la cual presenta alteración a hematitas presentandotamaños menores a 0,742 mm; los minerales opacosanhedrales presentan la misma alteración.La textura que presenta esta roca es micro acriptocristalina.La roca se clasifica como Chert Estratificado.

Muestra: Gn-02aEste fragmento de roca sedimentaria está compuestopor cuarzo criptocristalino como mineral esencial.Como mineral secundario se encuentran algunasvenillas epídota que atraviesan a la muestra.Un elemento resaltante en la textura de esta mues-tra es la estratificación y lineación que se nota en ladisposición de la matriz cuarzosa.La textura que presenta esta roca es clástica conmatriz criptocristalina.Clasificación: Chert con epídota.

Muestra: Gn-02bEste fragmento de roca sedimentaria está compues-to por cuarzo criptocristalino muy fino con tamañosmenores a 0,037 mm es el mineral esencial.Como mineral secundario de alteración está laepídota rellenando vetillas en gran cantidad. Otromineral de alteración son las hematitas, las cualesson el producto de la alteración de los mineralesopacos. Leucoxenos posiblemente derivados de efenasy rutilos que ya no son observables.Los minerales opacos en esta muestra son muy abun-dantes y su grado de oxidación es alto según observaen la muestra de mano (Salinas, 1985; Monge yCervantes, 2001).Un elemento resaltante en la textura de esta mues-tra es la estratificación y lineamiento de los cuarzoscriptocristalinos en la matriz.La textura que presenta esta roca es clástica conmatriz criptocristalina.Clasificación: Chert con epídota.

Interpretación petrográficaLas rocas muestreadas de la Formación Guaneros secaracterizan cherts con distintas fases de alteración yoxidación. El ambiente que se distingue es netamentesedimentario caracterizado por la cristalización de pi-rita framboidal. Esta secuencia revela facies profundasde sedimentación con un posible proceso dehidrotermalismo revelado en la textura de estosmetasedimentos al que se asocia la epidota y el cuar-zo. La pseudoestratificación en estas rocas ha permiti-do el emplazamiento de la epidota a manera de filoneshorizontales. La epídota está asociada a la alteraciónhidrotermal de metasedimentos (Keith, 1968).En la base de esta Formación Guaneros, que apa-rentemente registra un episodio transgresivo, se en-contraron ammonites del Bajociano superior-Batoniano (Romeuf et al., 1993, 1995).Las vulcanitas de la Formación Guaneros muestrancaracterísticas geoquímicas que sugieren que se acu-mularon en relación con un arco volcánico ligado auna subducción (Romeuf et al., 1993, 1995). El es-pesor considerable de esta unidad indica una altatasa de subsidencia y más bien sugiere que estasrocas volcano-sedimentarias se acumularon en uncontexto de trasarco extensional, cercano al arcopropiamente dicho (Sempere et al., 2002a).En la quebrada El Bronce (0280848,8069320) se ob-serva a la Formación Guaneros intruida por un en-jambre de diques basálticos frescos, donde la rocaencajonante de color rojizo es de naturalezaandesítica. Asimismo sobre esta secuencia se obser-van flujos piroclásticos (0275236,8066420), dondesobreyacen sills en secuencias discontinuas (lo cualrepresentaría la facie continental de Guaneros); másadelante se observa como esta formación pasa deuna secuencia continental a una secuencia marinaya que los afloramientos de areniscas gris verdosascon laminaciones horizontales (posiblemente de bajaenergía) comienzan a aflorar, y presentan unagranulometría que varía de grano grueso a fino yviceversa, por ello se estima que podría ser causa deun proceso turbidítico, estas secuencias sedimentariasson observadas más claramente en los sedimentospelíticos rojizos que se intercalan con las areniscaslaminadas, dándoles un aspecto de fisibilidad a lasmismas (0274640, 8065878) que presentan una orien-tación 142° NE 12°. El contacto con el GrupoToquepala es posiblemente un contacto de transi-ción (0283566,8097490) (Comunicación personal,Martínez W., 2003).En la Quebrada Guaneros, denominada la localidadtipo de esta formación, se observan secuencias deignimbritas; aquí el contacto de Guaneros-Toquepalaestá dado por secuencias intermedias de conglome-rados, donde los clastos son posiblemente provenien-tes de la Formación Guaneros intercalados con ceni-

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zas volcánicas muy fina e inconsolidadas en el me-dio. Los bloques de ignimbritas con estructura fiamse encuentran soportados dentro de una matriz muyfina a media.En este lugar (0276348,8083566) un dique corta lasecuencia Guaneros - Toquepala, el cual tiene unaorientación 162° NE 31°. En (0270409,8070409) seobservan intercalaciones de las ignimbritas de la For-mación Guaneros con conglomerados, los cuales tie-nen una orientación 146° NE 34° semejante a lasupuesta zona del contacto con el Grupo Toquepala,en este lugar es mucho más notoria la secuenciamarina de la Formación Guaneros, asimismo se en-cuentran areniscas en grosores de +1 m. Algunasson arenas líticas retrabajadas posiblemente con ma-terial volcánico. Se deduce un posible ambiente ma-rino por la no presencia de canales y el materialintercalado es muy fino al tope, aquí las arenas tie-nen orientaciones 150° NE 30° y 130° NE 28°. Asi-mismo, otras facies están presentes, el ambiente re-ductor es en las areniscas rojizas cada vez más finascon orientación 129° NE 25°. Las areniscas con ma-triz carbonatada (0269565,8071278) presentanhematitas cristalizadas con orientación 280° N 40.Además slumps de areniscas resedimentadas deter-minan ambientes submarinos deslizamientos(0269750,8071010). Se han reconocido niveles de are-niscas fosilíferas (0269747,8070988) con orientaciónde 112° NE 60°. Secuencia cortada por un intrusivoepidotizado.

CONCLUSIÓNLas muestras de la Formación Chocolate tomadas alnorte de Ilo representan un proceso volcánico efusivocon eventos algo explosivos, denotado en los frag-mentos líticos que se observan dentro de los flujos delavas de composición basáltica y andesítica, los cua-les presentan un fuerte proceso de alteraciónpropilítica-argílica y sericítica que se va incrementandohacia el sur. La proporción de minerales opacos escasi constante, al igual que en la composición de lasrocas, lo cual sugiere una similitud en la composiciónde magma durante gran parte del evento. Hacia elnorte el evento denota un incremento en acidez, poreso la cristalización de feldespatos potásicos euehdralesllega a mostrar texturas cumulofíricas con matrizconformada por microlitos de plagioclasas casieuhedrales caso contrario ocurre hacia el sur dondelos cristales presentan formas anhedrales y astillosacon matriz muy fina (microgranular).Las rocas muestreadas de la Formación Guaneroscaracterizan cherts con distintas fases de alteracióny oxidación. El ambiente sedimentario es caracteri-zado por la cristalización de pirita framboidal. Estasecuencia revela facies profundas de sedimentacióncon un posible proceso de hidrotermalismo reveladoen la textura de estos metasedimentos al que se aso-cia la epidota y el cuarzo.

Estas vulcanitas muestran características geoquí-micas que sugieren que se acumularon en relacióncon un arco volcánico ligado a una subducción, enun contexto de trasarco extensional, cercano al arcopropiamente dicho (Sempere et al., 2002a) (Romeufet al., 1993, 1995).Asimismo basado en sus características petrológicas,el ploteo de algunas rocas en el Diagrama deStreckeisen A-Q-P para las muestras de las forma-ciones Chocolate y Junerata (Fig. 3) estas corres-ponden a rocas básicas como son andesitas basálticas,mientras que las muestras correspondientes al Gru-po Toquepala gradan desde rocas básicas a ácidascomo nos lo muestran desde andesitas basálticas adacitas, riodacitas y riolitas.Dado que las formaciones costeras atribuidas a laFormación Chocolate no son equivalentes cronoló-gicos o genéticos de ésta en su lugar de definición(Arequipa), se sugiere que estas unidades volcánicashomónimas deberían ser prudentemente distingui-das de la Formación Chocolate s.s. a partir de aho-ra. Por lo tanto, el contexto de arco reconstruidopara las rocas volcánicas costeras del Jurásico me-dio no tendría que generalizarse a la FormaciónChocolate s.s. (Triásico superior-Liásico inferior) dela Cuenca de Arequipa del interior.

AGRADECIMIENTO

Este estudio fue financiado por el IRD (antesORSTOM) en el marco del convenio UNMSM-IRD.Agradecemos a los revisores anónimos por sus críti-cas para mejorar el presente trabajo, agradecemosasimismo a los ingenieros Janet Quiñones y PedroGagliuffi, a Benita Guiles, Roberto Bados, IvanMoreno, Daniel Peña y Esteban Taype, por su ayu-da en diversas etapas de este trabajo.

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Fig. 1. Mapa de Ubicación y Accesibilidad de la zona de estudio.

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FIGMMG


clorita + epidota

plag + sericita

cuarzo

epidota

qz + ep

Muestra: Ch-06 Muestra: Gn-01

cuarzo

cuarzo + epidota

Muestra: Gn-02a

plagioclasas

Plagioclasas

hb

microlitos de plag.

Muestra: Ch-01 Muestra: Ch-03

Muestra: Ch-04 Muestra: Ch-05

Fig. 2 Muestras de facies petrográfica correspondientes al Formación Chocolate (Ch) y a la Fromacion Guaneros (Gn).

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FIGMMG


Fig. 3. Ploteo de algunas rocas mesozoicas-cenozoicas de origen volcánico al Sur de Perú en el Diagrama de Streckeisen A-Q-P(según IUGS, 1974).

Q

A P35 35

10 60

20

35 35

5

1010

Riol

itaal

calin

a

Riolita Riodacita Dacita

Traq

uita

Cuar

zoAl

calin

a

Cuarzo Traquita Cuarzo Latita Andesita, basalto

Traquita Alcalina Traquita Latita

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Aspectos estratigráficos y pe icos y pe icos y petrográficos del v icos