Geología de los cuadrángulos de Huarmey y Huayllapampa 21-g, 21-h - [Boletín A 33]

El área que cubren los cuadrángulos de Huarmey y Huayllapampa se extiende desde la línea de Costa hasta altitudes de 4,600 m.s.n.m., correspondientes a la Cordillera Negra. Muestra una parte intermedia profundamente disectada perteneciente al Flanco Occidental Andino. Se observan remanentes de la superficie de erosión Puna en la parte NE, entre 4300 y 4600 m.s.n.m., así como en altitudes progresivamente menores (1,500 m.s.n.m.) hacia el SO, a 15 km. tierra adentro de la línea de costa. Debajo de esta superficie, existen otras cuatro superficies igualmente notables, que representan etapas importantes de tranquilidad durante el levantamiento de los Andes. Rocas sedimentarias y volcánicas de edad Cretácea se acumularon en la parte occidental de la Cuenca Occidental Peruana. Su acumulación y subsecuente deformación y metamorfismo fueron controlados por movimientos verticales oscilatorios de franjas delgadas del basamento pre-Cretáceo, limitadas por zonas mayores de cizallamiento, paralelas al margen continental. El límite entre las facies miogeosinclinal (oriental) y eugeosinclinal (occidental) de la Cuencas Occidental Peruana se encuentra en la parte nororiental del cuadrángulo de Huayllapampa y está representado por el eje Tapacocha, donde una zona de cizallamiento en el basamento - en los tiempos Valanginianos y Senonianos permitió la subsidencia del lado Oeste con mayor rapidez y magnitud que el lado Este. Las rocas más antiguas de la región son cuarcitas de la Formación Chimú, infrayacentes a una secuencia de lutitas y lodolitas con contenido de calizas y conglomerados, en menor proporción, que totalizan 2,400 m. de espesor, denominada en este sector Grupo Huayllapampa. Este grupo aflora en la esquina nor-oriental de la región y representa el traslape entre las facies miogeosinclinal y eugeosinclinal Cretáceas de la Cuencas Occidental Peruana. El Grupo Huayllapampa infrayace a los volcánicos sedimentarios del Grupo Casma de 6,600 m. de espesor, divididos en seis formaciones. Las unidades inferiores consistentes en lavas almohadilladas de la Formación Punta Gramadal al oeste y chert de la Formación Cochapunta al Este, pasan hacia arriba a tufos andesíticos, sills y flujos piroclásticos de la Formación La Zorra. Todos estos depósitos se acumularon durante las postrimerías del Albiano medio y representan un ciclo de erupciones volcánicas submarinas ocurridas a profundidades cada vez menores y seguidas por otras de tipo sub-aéreo en la parte más alta y oriental. La formación La Zorra infrayace a cherts, de la formación Breas, acumulados durante una etapa de tranquilidad de erupciones volcánicas, en una depresión en el centro de la región, seguida por erupciones submarinas de lavas andesíticas en alhomadilla de la Formación Lupín y luego hacia el Este, por erupciones sub-aéreas de la Formación Pararín. Los volcánicos del Grupo Casma erupcionaron hace 100-95 MA, a través de fisuras a partir de grandes cámaras de magma gabroico, diorítico y tonalítico del Batolito costanero subyacente. Hace 95 MA, los cuerpos más tempranos de gabro y diorita (complejo Patap) del Batolito Costanero intruyeron a los volcánicos del Grupo Casma, subiendo a niveles de la corteza hoy expuesta. Estos cuerpos formaron un gran número de plutones que delinearon el área ocupada posteriormente por el resto del batolito. Algunos de estos plutones poseen bandeamiento rítmico y estuvieron probablemente conectados a volcanes que formaron la parte superior de los volcánicos del Grupo Casma. Durante los tiempos del Cretáceo medio a superior, aproximadamente hace 95 MA, los volcánicos Casma así como los gabros y dioritas fueron plegados tanto en dirección andina como normales a ella, formando pliegues abiertos y subverticales, con ejes sub-horizontales. Este plegamiento fue acompañado por metamorfismo regional, causado por las grandes masas magmáticas que ascendían muy cerca a la superficie. Los pliegues con dirección andina, cuanto más cercanas están al magma ascendente, pasan hacia abajo a fajas de deformación más intensa y a grados de metamorfismo más alto (facies de esquistos verdes a anfibolitas). Las fajas plegadas pueden ser la expresión superficial de zonas de cizalla, con dirección andina, en el basamento; las que durante el Cretáceo permitieron movimientos verticales de bloques dentro de la Cuenca Occidental Peruana fracturándose más tarde para formar las paredes empinadas de los plutones del Batolito Costanero. El gabro y las dioritas del Complejo Patap fueron intruídas intermitentemente durante la deformación anteriormente indicada. Luego que esta deformación cesó, se emplazaron grandes cuerpos de tonalita por subsidencia del techo (cauldron), debido al fracturamiento de los volcánicos y de las grabrodioritas Patap, hace unos 95-85 MA. Estas son las intrusiones más antiguas del Complejo Santa Rosa, la elevación de los magmas que formaron al complejo pudo haber causado el levantamiento regional y erosión de los volcánicos Casma. Estos últimos intrusivos infrayacen a productos sub-aéreos del Grupo Calipuy, consistentes en 2,000 a 4,000 m. de lavas y flujos piroclásticos de andesita y dacita. La parte baja de los volcánicos del Grupo Calipuy está constituida, probablemente, por erupciones de magmas ascendentes que formaron parte del Complejo Santa Rosa. Las intrusiones graníticas más recientes del Batolito Costanero (Complejos San Jerónimo y Puscao) ascendieron hasta los Volcánicos Calipuy desde calderas y fisuras, mayormente localizadas sobre las paredes empinadas de los plutones ascendentes. En general, el Batolito Costanero forma una franja de 50 km. de ancho y ocupa la parte central de la región mostrando un techo plano y paredes empinadas, paralelas al margen continental. Está compuesto de numerosos plutones y de un pequeño número de tipos de magmas que se emplazaron, en cuatro episodios distintos, por subsidencias repetidas, tipo "cauldrón", en un período de 50 MA o más. Las aureolas metamórficas son angostas y sus asociaciones mineralógicas indican que la máxima temperatura (550° a 650°C), y presiones de 1.5 kb., sólo duró corto tiempo. Las erupciones de magma, a partir del batolito ascendente, formaron los volcánicos de los Grupos Casma y Calipuy; el Batolito continuó su ascenso hasta intruir a su propio escombro volcánico, desgasificándose completamente, 2 kms. aproximadamente, por debajo de la superficie. La erosión y el levantamiento de los Andes actuales habían ya ocurrido en cierta medida antes que la ignimbrita fuera erupcionada y depositada a lo largo del antiguo valle del río Fortaleza, 6 MA atrás, en el Mioceno tardío. Este evento fue seguido por otro levantamiento y erosión del Flanco Occidental de los Andes, que continúa hasta el presente. Las concentraciones de sulfuros metálicos son pequeñas pero ocurren en dos formas: la primera dentro de flujos específicos de lavas y piroclásticos de los Volcánicos Casma y Calipuy siendo las mayores concentraciones en dacita; la segunda en vetas y zonas de alteración del Batolito Costanero situadas en zonas del techo, dentro de los plutones y en sus cajas volcánicas suprayacentes. La región muestra una asociación estrecha, en espacio y tiempo entre las intrusiones plutónicas y las erupciones volcánicas observable en una franja angosta, paralela y cercana al margen continental dentro de la etapa comprendida entre el Albiano Medio y el Eoceno. Asimismo muestra el dominio de los movimientos verticales en la formación de los Andes, sobre una de las zonas más pronunciadas de subducción de la corteza oceánica bajo el margen continental