Geología - Cuadrangulo de Limbani

5/26/2018 Geologa - Cuadrangulo de Limbani

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El Cuadrngulo de Limbani se encuentra comprendido en el Departamento de Punoy al NNE de su Capital, abarcando un rea de 2,842.47 Km a altitudes variables que vandesde los 1,800 a 5,200 m.s.n.m..

Geogrficamente el rea esta comprendida en la faja Intracordillerana, CordilleraOriental y el flanco Este de la Cordillera Oriental. En el rea se han reconocido siete unidadesgeomorfolgicas en funcin a criterios morfolgicos, estos son:

Relieve cordillerano (Altas Cumbres), Colinas Intrandinas, Altiplanicie, Ladera deValle, Ladera Cordillerana, Valle Fluvioglaciar, Valle Can, Lecho Aluvial Altiplnico.

Litolgicamente el rea estudiada esta comprendida por dos ciclos depositacionales;El ciclo Herciniano caracterizado por tres conjuntos estratigrficos separados por etapas de

deformacin.El Paleozoico inferior representado por el primer conjunto estratigrfico de facies

detrito-pelgicas; se inicia con depsitos pizarrosas esquistosas, ampelticos y limoarciltascorrespondientes al Ordoviciano inferior (Gpo. San Jos); seguidamente en un ambientemarino-continental se depositan interactuadamente una gruesa secuencia compuesta de cuarcitascon delgadas intercalaciones de pizarras en el Ordoviciano superior (Fm. Sandia); Luego deuna emersin surgida en el Ashgiliano se da una transgresin marina depositandose en elSiluro-Devoniano una gruesa serie de pizarras, pizarras-esquistosas en un ambiente marinoprofundo (Fm. Ananea).

Todo esta secuencia del Paleozoico inferior afectado por la tectnica eohercnicapolifsica seguida de un epimetamorfismo.

El paleozoico superior representado por depsitos de naturaleza continental, marinoepicontinental de facies carbonatadas, detrticas y volcnicas. El segundo conjunto estratigrficocaracterizado por depsitos en un ambiente predominantemente continental se inicia con unaserie sedimentaria del Misisipiano compuesta por areniscas con intercalaciones marinas (Gpo.Ambo) la que se encuentra sobreyaciendo en concordancia sobre el paleozoico inferior;


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luego una secuencia marino epicontinental se deposita en el pensilvaniano compuesta por

areniscas verdosas, niveles carbonatados y pelticos (Gpo. Tarma); Posteriormente una se-cuencia marino carbonatada epicontinental es depositada concordantemente sobre la secueciaanterior; caracterizandose litolgicamente por la composicin de calizas gris parduscas (Gpo.Copacabana).

Es a finales del Prmico medio que se da un nuevo proceso tectnico tardihercnicode menor intensidad que pliega todo el paquete sedimentario fanerozoico.

El Tercer conjunto estratigrfico se da en un ambiente de emersin total del dominioherciniano con sedimentacin continental en una tectnica de distensin asociada a unvolcanismo y plutonismo grantico Permo-Trisico; El conjunto depositacional esta represen-

tado por unidades post-tectnicas pardo violaceas de naturaleza detrtico, volcano detrtico yvolcanismo, dado en el Prmico superior-Trisico inferior (Gpo. Mitu); estos depsitos seencuentran sobreyaciendo en discordancia angular sobre las unidades del Paleozoico supe-rior.

En el Cretceo tenemos a la Formacin Huancan y al Grupo Moho que sobreyace,con las calizasAyavacas como horizontre gua en medio de lodolitas y areniscas rojizas. Todaesta secuencia Cretcica se encuentra limitado por rocas Paleozoicas en una cuenca bastanterestringida hacia el SE de la hoja.

En el Mioceno tenemos la accin de una tectnica distensiva en la que se manifiestacon una accin volcnica, representado por la Formacin Picotani principalmente piroclsticay se encuentra localizada en la depresin de Crucero Ananea formando mesetas.

En el Pleistoceno tenemos a una secuencia continental poco consolidada, constituidopor conglomerados intercalados con lodolitas de color rojizo, en capas sub horizontales,rellenando paleo relieves.

El cuaternario como siempre en el rea se manifiesta, con depsitos glaciofluvial,lacustrino, morrnico y aluviales.

Estructuralmente se encuentra afectado por fallas regionales inversas, de direccinAndina, formando bloques.

Desde el punto de vista econmico se puede adelantar las posibilidaes mineras, enlas cuales destacan las minas Ceclia, Sarita, Crcel Punco etc; las cuales se pude dividir enzonas de plomo/zinc/cobre/plata, cobre/estao/tungsteno y zona aurfera.


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El objetivo principal de este trabajo es presentar los resultados de la evaluacingeolgica y a la vez continuar con el programa sucesivo de relevamiento de la carta geolgicaNacional a la escala 1/100,000 que realiza el INGEMMET.

El estudio realizado presenta esencialmente estudios generales referentes aGeomorfologa, Estratigrafa, Rocas Intrusivas, Estructural y Geologa Econmica, siendo elobjetivo principal la confeccin del mapa geolgico .

El cuadrngulo de Limban se halla ubicada en el SE del Per, al NNE del departa-mento de Puno; comprende un rea aproximada de 2,842.47 km delimitada por las siguien-tes coordenadas:

Longitud 6930' hasta 7000'Latitud 1400' hasta 1430'

Polticamente esta comprendida dentro de las provincias de Azngaro, Carabaya ySandia a una altitud variable que va desde los 1,800 hasta 5,200 m.s.n.m. que constituye lacima del nevado Jalahuana. ( Fig. N 01).

La accesibilidad hacia el rea estudiada desde la costa es realizada por dos vasprincipalmente:

Ruta :Arequipa-Juliaca-Calapuja-Pucara-Timpata-Asillo-San Anton-Crucero-Limbani.

Ruta : Arequipa-Juliaca-Taraco-Putina-Crucero-Limbani.

El tramo val desde Arequipa a Juliaca es asafaltado parcialmente hasta el distrito deChiguata, asi como las dos vas de salida de Juliaca hasta las localidades de Calapuja y


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Taraco respectivamente; Estando las demas vas en la zona estudiada en condicin de afirma-

das.

El acceso a los diferentes poblados comprendidos en el cuadrngulo de Limbani esrealizado por carreteras secundarias derivadas a partir de los tramos Crucero-Usicayos,Crucero-Limbani y Crucero-Ananea.

Los trabajos de campo fueron realizados durante los meses de Junio-Julio y Setiem-bre-Octubre, haciendo un total de 75 das.

El relevamiento del rea estudiada fue efectuada con mtodos convencionales en elcartografiado geolgico de tipo regional; La toma de datos y delimitacin de contactosgeolgicos fueron ploteados directamente sobre fotografas areas del tipo USAF a escalaaprox. 1/40,000; luego en gabinete esta informacin es pasada a un mapa planimtrico aescala 1/100,000 editada por el IGN; auxiliarmente se hizo uso de la Imgen de Radar aescala 1/100,000 editadas por el AERO SERVICE LITTON Houston-Texas, y de las Im-genes Satlite Landsat TM Bandas 7, 4, 2 a escala 1:100 000.

Se midio una seccin estratigrfica que representa en gran parte la secuencia paleozoicade la zona; tambin se recolectarn muestras geoqumicas (chips rocks), muestras de aflora-mientos y fsiles para anlisis qumico, anlisis de roca total, estudio petrogrfico y determi-nacin paleontolgica respectivamente en los laboratorios de INGEMMET; asimismo setomo muestras de intrusivos para datacin geocronomtricas.

En la zona donde se encuentra el cuadrngulo de Limbani se cuenta con estudioslocales realizados por egresados universitarios en la elaboracin de sus tsis. Estos trabajosgeneralmente tienen incidencia en el aspecto minero, sin embargo existen algunos estudios

geolgicos de alcance regional que cubren la zona estudiada el ms completo es:EstudioGeolgico de la Regin Norte del Lago Titicaca (1978) realizado por G. Laubacher.

Este estudio abarca un rea extensa en la zona Altiplnica, Cordillera Oriental yflanco Este de la Cordillera Oriental en la zona Sur Este del pas el cual incluye un mapageolgico a escala 1/500,000.

Tambin se han Hecho estudios sobre magmatismo Permo-Trisico Asociados a laFaja de la Cordillera Oriental y evolucin metalogentica por parte de un Grupo de investiga-


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dores de la Universidad Quenns encabezados por A.H. Clark, E. Farrar y D.J. Kontak.

Existen anteriores estudios de carcter regional realizado por N.D. Newell (1949), Portu-gal-19 Audebaud E., Debelman J. (1971) y otros que tratan sobre la estratigrafa de laregin del Lago Titicaca y las caractersticas geolgicas generales de la Cordillera Orientaldel sur del Per.

El autor agradece a los directivos del INGEMMET por hacer posible la elaboraciny publicacin del presente boletn; asi mismo lo hago extensivo al Ing Agapito Sanchez por

las directivas impartidas en la ejecucin y culminacin del presente trabajo.

Igualmente se agradece a los geologos asistentes Walter Len, Vicente Miranda,Victor Lipa, Walter Atencio que participarn en la etapa de campo y de igual forma a losGeolgos Julio Csar Zedano C. y Luis Quispe A. en la elaboracin del capitulo de GeologaEconmica. As mismo a los gelogos Fredy Cerrn Zeballos y Jorge Galdos Huaco, quie-nes apoyaron en los trabajos finales de gabinete.


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El Cuadrngulo de Limbani se encuentra ubicado en la parte Suroriental del Territo-rio Peruano, ocupando parte de la faja intracordillerana y el flanco occidental de la CordilleraOriental, cuyo eje pose una direccin andina.

La superficie es heterognea y accidentada, con variaciones del relieve que com-prende desde altiplanicies a cadena de montaas elevadas presenta pendientes pronunciadasy valles encaonados; sus desniveles se hallan comprendidos desde los 1,600 m.s.n.m. (roLimbani - Hda Quitn) a 5,200 m.s.n.m. (nevado Aricoma).

Las unidades geogrficas mayores que se reconocen en el rea estudiada correspon-den a la faja intracordillerana y Cordillera Oriental, Flanco Este de la Cordillera Oriental (Fig. N 02).

Tal unidad que se ubica entre la Cordillera Occidental y Cordillera Oriental confor-mando una superficie moderadamente homognea constituida por altiplanicies y agrupacinde colinas o lomadas de baja altitud.

Dentro de la faja intracordillerana se reconoce una altiplanicie que desde el punto devista morfoestructural se la define como la depresin Ananea - Crucero, la cual es la super-ficie mas homognea en el cuadrngulo de Limbani, y se le registra como las pampas deChipa, Huatapampa, Jenapampa, etc.

Los desniveles de la faja intracordillerana varan entre los 4,300 m.s.n.m. a 4,500m.s.n.m. aproximadamente.

Unidad geogrfica que se encuentra definida por cumbres altas y sus flancos consti-


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tuye principalmente el lmite o divisoria de aguas entre la cuenca endorreica del Titicaca y la

cuenca hidrogrfica del Atlntico.

El relieve que presenta es accidentado y abrupto con pendientes pronunciadas, seencuentran disectada por valles encaonados.

Los desniveles de la Cordillera Oriental en el cuadrngulo de Limbani se hallan com-prendidos entre 3,300 m.s.n.m. a 5,200 m.s.n.m.

Se ubica entre la Cordillera Oriental y la Faja Subandina; comprende el extremo NEdel rea de estudio, se le diferencia por ruptura de pendiente la zona cordillerana y las eleva-ciones marginales de la selva alta (ceja de selva);Esta unidad se conforma por elevacionesmoderadas que van desde los 1,500 a 3,300 m.s.n.m. y que son atravezados por numerosasquebradas profundas sujetas a intensa erosin pluvial y fluvial tanto de fondo como lateral-mente donde esporadicamente se acumulan algunas terrazas.

De acuerdo a la clasificacin de las regiones naturales realizada por Pulgar Vidal

(1986), en el cuadrngulo de Limbani se reconoce las siguientes regiones naturales (Fig. N03).

Regin natural que se halla comprendida entre los 4,800 m.s.n.m. a 6,746 m.s.n.m.,en la cul se bican los nevados de Aricoma (5,200 m.s.n.m.), Jalahuaa, Ipante, Huertapata, Ancayoccucho, Ccoasupo, presentando casi todas ellas nieves perpetuas.

Se extiende entre los 4,000 y los 4,800 m.s.n.m. en esta regin se bican un grannmero de lagunas de origen glaciar como Aricoma, Cocaa cocha y Veluyoc cocha que sonlas de mayor extensin; el relieve se encuentra conformada por una agrupacin de colinasbastante ondulada y suave, que se hallan afectadas por la erosin glaciar. En esta regin sebica la pampa de Crucero.


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Sus desniveles se encuentran comprendidos entre los 3,500 y los 4,00 m.s.n.m.. Estaregin se la reconoce en el flanco Oriental de la Cordillera Oriental conformando un relievecaracterizado por quebradas estrechas, cumbres afiladas y superficie heterognea.

Se halla comprendida entre los 2,300 y 3,500 m.s.n.m. en esta regin se ubican lospoblados de Limbani y Phara. el clima que presenta es fro con una temperatura media anualentre 7 y 10c.

Esta regin se le reconoce por debajo de los 2,300 m.s.n.m.; el relieve que represen-ta esta generalmente confinado a rios y quebradas siendo caracteristica la abundante vegeta-cin propia de la zona tropical que incluso abarca hasta las partes inferiores de la reginQuechua. El clima que presenta es clido con promedios anuales de 22 a 25C.

Los diversos tipos de clima que se reconocen en el cuadrngulo de Limbani varandesde un clima clido hasta un clima frgido de alta montaa; en estrecha relacin con laconfiguracin del relieve.

De acuerdo a la clasificacin de distribucin climtica realizada por Koppen W. lostipos de clima que se reconocen dentro de los lmites del cuadrngulo de Limbani son:

- Clima de nieve perpetua de alta montaa (EFH), con temperatura media durantetodo el ao inferior a 0C; como los que se registra en los nevados Aricoma,Jalahuaa, Ipante etc.

- Clima de alta Montaa (ETH) con temperatura media en el mes ms clidosuperior a 0C; este clima se reconoce en las reas adyacentes a la zona denevados y altas cumbres.

- Clima fro boreal - seco en invierno (DWB), con temperaturas media superior a10c, por lo menos durante cuatro meses , este tipo de clima es reconocido en lapampa de Crucero.


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- Clima templado moderado lluvioso (CW), seco en invierno con una cantidad de

precipitacin, en el mes ms lluvioso 10 veces mayor, comparado con el mes msseco. Este clima es reconocido en el valle del ro Limbani cerca a los lmites Orien-tales del cuadrngulo.

En base a un recorrido por el rea del cuadrngulo de Limbani se puede sugerir unasegunda clasificacin mas localizada (Fig. N 04), relacionando la accin metereolgica conel modelado superficial considerando criterios de temperatura, precipitacin, morfologa yubicacin geogrfica; ellos son: Clima Glacial, Clima fro nuboso, Clima fro seco, ClimaFrgido y Clima Templado moderado lluvioso.

Por encontrarse ubicado el cuadrngulo de Limbani entre la regin Sierra y parte dela Selva alta. las mayores precipitaciones pluviales ocurren durante el verano austral com-prendido entre los meses de Noviembre a Abril. Durante los meses restantes del ao esfrecuente observar la ausencia de lluvias manteniendose la humendad relativa con valoresaltos de aproximadamente 90% en el flanco Este de la Cordillera Oriental y teniendo valoresmuy bajas de humedad relativa en la pampa de Crucero y reas adyacentes(Tabla N 01).

Se distingue la puna con vegetacin de ramillete o Ichu, plantas arrosetadas Cactus,plantas, acolchadas y flora ascorial o de roca desde el punto de vista de las formaciones


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vegetales comprende los estratos herbceo (hiervas pequeas), arbustivos (arbustos bajos),

Arbreo (rboles de parte medio).

La flora y vegetacin de los valles de Limbani, Patambuco, Sandia y otros que sonafluentes del alto Inambari comprende tres pisos a saber:

1. Piso superior microtrmico (3,000-4,200 m.) se caracteriza por la pradera degramineas que se encuentran junto a el pajonal algunas especies propia de la selvaalta como: Macha-macha (Permettya prostrata), Mua (Minthostachys mollis).

Zarzamora (Robusrobustus). En este piso se reconoce un estrato herbceo yarbreo. las caractersticas de esta flora y vegetacin se aprecia entre Cuyo-Cuyosiguiendo en direccin a Sandia.

2. Piso intermedio mesotrmico (2,000-2,500 m.) a este nivel los flancos del valleestn cubiertos totalmente de comunidades vegetales muy diversificadas; los arbus-tos son nmerosos y ms desarrolladas en las quebradas donde la humedad ytemperaturas son ms favorables para su desarrollo. en este piso se desarrollan laspromeliaceas, orquideas, melastomceas, escrofulariaceas.

3. Piso inferior macrotrmico (1,500-1,800 m.) Este piso se observa fuera de losLimites del cuadrngulo de Limbani, reconociendola en la parte baja del valle deSandia y en la regin de San Juan del Oro (Cuadrngulo de Sandia). La flora es ricaen especies terrestres, epifitas y perinnifolia.

La red hidrogrfica que discurre en superficie dentro de los lmites del cuadrngulode Limbani forma parte de la cuenca del Titicaca y de la cuenca del ro Inambari que a su vezse integra al sistema hidrogrfico del Amazonas (Fig. N 05).

El rea drenada por los ros de esta cuenca esta delimitada por la Cordillera deCarabaya, en su sector Norte; que constituye la divisoria de aguas con los ros del sistemahidrogrfico del Amazonas y la vertiente del pacfico.

En el cuadrngulo de Limbani el ro Crucero se constituye en el colector principal queforma parte de la cuenca endorreica del Titicaca, siendo un afluente del ro Azangaro.


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Sus nacientes se encuentran en el nevado de Ananea y en laguna Rinconada recorrea lo largo de la depresin Ananea- Crucero de SE a NO, en el cuadrngulo de Macusani elro Crucero flexiona cambiando su direccin casi N-S para finalmente desaguar sus aguas alro Azangaro; se caracteriza por su recorrido sinuoso en la pampa de Crucero, debido a suamplitud y de poca pendiente de esta altiplanicie, su cause contiene riberas de poca altura,que en epoca de lluvias son sobrepasadas por las aguas originando indundaciones en laspartes mas extendidas y llanas de la pampa.

La cuenca del ro Inambari se inicia en el flanco oriental de los nevados de Ananea(5,842 m.s.n.m.) y Aricoma (5,200 m.s.n.m.). sigue una direccin S-N y luego de flexionarcon una curva pronunciada, cambia de rumbo y corre de Este a Oeste, con el nombre de roHuari-Huari, hasta la desembocadura del ro Coasa; a partir de este lugar toma el nombre dero Inambari y su lecho toma una direccin SE-NO.

En el Cuadrngulo de Limbani las principales escorrentias llegan a drenar sus aguas alro Huari-Huari, reconociendose principalmente a los ros Limbani, Usicayos, Patambuco yCuyo Cuyo.

Sus nacientes se ubican en el nevado de Aricoma, siguiendo una direccin SO-NE,para luego cambiar de rumbo hacia la parte septentrional de la hoja de Limbani; casi N-S.

El ro Limbani durante toda su trayectoria posee un cauce angosto encaonado,evidenciando una intensa erosin de fondo. En su paso de la regin alto andina a la ceja deselva la ruptura de pendiente es pronunciada formando numerosas caidas de aguas y rpi-dos, este ro incrementa su caudal conforme avanza en direccin hacia el oriente.

El ro Usicayos tiene sus nacientes en las lagunas Tojacochas a 4,700 m.s.n.m. perte-neciendo esta rea al cuadrngulo de Macusani su recorrido posee una direccin SO-NEhasta su desembocadura en el ro Limbani en el caserio Chuchuni a 3 Km. de la hacienda


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Quitn. El cauce del ro Usicayo es encaonado, formando impresionantes acantilados por

las cuales discurren sus aguas formando torrentadas y caida de aguas.

El ro Patambuco nace en el nevado Jartullo a 5,000 m.s.n.m. y en las lagunasYanacocha y Riticocha, en su recorrido flexiona indistintamente para finalmente optar portomar una direccin SO-NE.

El ro Patambuco conforma un valle encaonado con laderas pronunciadas con unadiferencia de desnivel mayor a los 600 m. en su trayectoria presenta numerosas rupturas de

pendiente.

Sus nacientes se encuentra al SO de la localidad homnima, reconocindose en elcuadrngulo de Limbani; el curso ms superior de este ro, para posteriormente formar elvalle de Sandia.

En el rea correspondiente al cuadrngulo de Limbani existe un gran nmero delagunas que se costituyen como la principal fuente de alimentacin de escorrentias que van adrenar a la cuenca del Titicaca y del ro Inambari.

La gran mayora de las lagunas tienen un orgen glaciar; conformando acumulacionesde aguas en depresiones formadas por la erosin glaciar o por el entrampe de los deshielosen depsitos fluvioglaciares. Entre las principales lagunas la laguna Aricoma, ubicada al piedel nevado Aricoma, es la de mayor dimensin, cuyas aguas se encuentran acumuladas enuna depresin alargada que tiene 7.5 Km. de largo y 1.2 Km en su parte ms ancha; debidoa la excesiva frialdad de sus aguas no es posible la sobrevivencia de especies acuticas comola trucha.

Las lagunas Cocaa cocha y veluyoc cocha se han formado por el entrampe de lasaguas provenientes de los deshielos que se han acumulado entre las barreras formadas porlos depositos de morrenas, existen adems un gran nmero de pequeas lagunas con varia-cin de sus caudales de acuerdo a la densidad de lluvias.


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La regin estudiada presenta en su mayor parte relieve accidentado, conformandouna cadena de nevados y montaas, mientras que el rea con relieve homogneo solo seobserva en la pampa de Crucero y reas aledaas que se encuentran conformadas por coli-nas las que representa una quinta parte del rea total.

El principal accidente geogrfico lo constituye la Cordillera Oriental sobre la cual sereconocen diversas unidades geomorfolgicas cuyo reconocimiento es importante para de-terminar la relacin, morfologa-litologa; dado que gran parte de la Cordillera Oriental seencuentra mayormente conformada por rocas metamrficas de bajo grado pizarras cuarctas

que dan lugar a una cadena de montaas con superficie abrupta y heterognea.De acuerdo a las observaciones de campo se puede sealar que el desarrollo o

evolucin morfolgica del rea estudiada ha sido controlada escencialmente por factoresestructurales como son fallas, levantamiento de bloques antiguos levantados, la litoga de lasrocas gneas en especial y la actividad denudacional como son la erosin de los glaciares yfluvial, que han interactuando, todos ellos para dar lugar al actual modelado en superficie.

Las unidades geomorfolgicas que se reconocen en el cuadrngulo de Limbani sehan diferenciado bajo el criterio morfolgico estructural y litolgico (Fig. N 06). Estas uni-dades son las siguientes:

1.-Relieve Cordillerano (altas Cumbres)2.-Colinas Intrandinas3.-Altiplanicie4.-Ladera de Valle5.-Ladera Cordillerana6.-Valle Fluvioglaciar7.-Valle Can8.-Lecho aluvial Altiplnico


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Esta unidad geomorfolgica se encuentra como una faja contnua que se dispone enforma diagonal del cuadrngulo de Limbani sus desniveles se encuentran comprendidosentre los 4,200 a 5,200 m.s.n.m. ubicandose sobre esta unidad pequeas comunidadescampesinas que se desarrollan en condiciones extremas de temperatura.

Morfolgicamente se caracteriza por presentar una cadena de cumbres pronuncia-das, muchas de las cuales se hallan cubiertas por nieves perpetuas; en la parte adyacente a lasaltas cumbres se observan superficies disectadas y accidentadas que en conjunto dan lugar alrelieve cordillerano. Otra caracterstica de esta unidad es la presencia de un gran nmero depequeas lagunas (Foto N 01) que constituyen la principal fuente de alimentacin hdrica de

las escorrentias que drenan sus aguas a la cuenca del Titicaca o al ro Inambari.

El relieve cordillerano se encuentra afectado por una intensa erosin glaciar yfluvioglaciar que han dado lugar a la acumulacin de depsitos glaciofluviales y morrenas.

Litolgicamente se encuentra conformada por las pizarras de la Formacin Ananea ylas rocas intrusivas del plutn de Aricoma.

Se reconoce a la unidad de colinas intrandinas en la esquina SO del cuadrngulo deLimbani (flanco izquierdo del ro Crucero) y entre los lmites con el cuadrngulo de Macusanien el sector correspondiente a los cerros Chuntajatahui, cerro Patrn cerro Morado etc).

Morfolgicamente ofrece un paisaje con relieve moderado agreste a homogneo,conformado por colinas y lomadas suaves con moderados perfiles convexos. sus desnivelesse hallan compremdido entre los 4200 a 4500 m.s.n.m.

Litolgicamente esta conformado por las areniscas cuarzosas y limoarcilitas pizarrosasdel Grupo Ambo, calizas y areniscas del Grupo Copacabana, conglomerados y vulcanitas

del Grupo Mit, adems la Formacin Huancan, Grupo Moho y la Formacin Arco Aja(Foto N 02).

Se bica en ambos flancos del ro Crucero, conformando la superficie ms homog-nea del cuadrngulo de Limbani sus desniveles se hallan entre 4000 a 4200 m.s.n.m.


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La unidad de altiplanicie conforma una extensa pampa suavemente ondulada, cu-

bierta por vegetacin herbcea. constituye llanuras aluviales tanto de origen fluvial comolacustres o combinadas debido a que en determinados tiempos ha sufrido un relleno parcialde cuenca. se encuentra cortada por el ro Crucero, que en temporadas de lluvias produce unanegamiento continuo produciendo suelos hidromrfico denominado bofedal (Foto N03).

desde el punto morfo-estructural, forma parte de la depresin Crucero-Ananeagenerada posiblemente por procesos tectnicos. Litolgicamente se encuentra conformadopor sedimentos de origen fluvial, fluvioglaciar y lacustrinos.

Se denomida como ladera de valle a la zona que conforma la ruptura de pendienteentre un valle y las partes altas de una montaa o cerros, sobre la cual se desarrolla la activi-dad agricola, se reconoce esta unidad en ciertos tramos del ro Patambuco, Usicayos y Limbani.la diferencia de desnivel es aproximadamente 600 metros.

Presentan estas laderas, pendientes poco pronunciadas con acumulacin de suelos,la cual es erosionada intensamente, produciendo en diversas reas fenomenos de desliza-miento entre las confluencias del ro Limbani y Usicayos estas laderas se encuentran cubier-

tas por vegetacin rborea que gradualmente van dando lugar al paisaje tipo selva (FotoN 04).

Esta unidad geomorfolgica corresponde al flanco oriental de la Cordillera Oriental,bicandose en el extremo NE del cuadrngulo de Limbani, conforma una cadena de monta-as con cumbres subangulosas a subredondeadas fuertemente disectada, constituyendo re-lieves accidentados y abruptos en esta unidad se d la ruptura de pendiente entre el relievecordillerano y la cadena montaosa produciendose en esta ltima una intensa erosin fluvial

la pendiente de esta ladera frecuentemente, est condicionada por el buzamiento de las rocasPaleozoicas que conforman gran parte de la Cordillera Oriental, originandose en muchoscasos geoformas tipo cuestas.

En esta unidad se bican los poblados de Limbani, Phara y Patambuco sus desnive-les se encuentran entre 3500 a 2000 m.s.n.m.


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Se denomina as a los valles que se han formado debido a los fenmenos de erosinglaciar. Los principales valles se reconocen en la quebrada Aricoma, en las nacientes del roLimbani, Patambuco y Cusquis.

Estos valles son de fondo amplio y se encuentran parcialmente rellenados por dep-sitos glaciofluviales, en algunos casos se observa que en determinadas epocas el avance dela glaciacin ha formado los cauces estos valles, los que posteriormente han sido tapizadosen sus paredes por los depsitos de escombros de talud y aquellos depsitos por las co-rrientes fluviales.

Son valles profundos y encaonados, con perfiles simtricos y fondo en V resul-tantes de una intensa erosin de fondo ademas presenta impresionantes acantilados conpendiente vertical a subvertical.

Entre los principales valles can se reconocen a los formados en el ro Limbani,Usicayos, Patambuco y Cuyo-Cuyo. Una variante de estos valles son aquellos de seccintransversal asimtrica y fondo profundo (Foto N 05) que evidencian un grado de erosindiferencial segn la naturaleza de las rocas en las cuales fueron labrados.

Unidad geomorfolgica situada al SO del rea del cuadrngulo, confinada en la zonaaltiplanica por donde discurre el ro Crucero.

Geomorfolgicamente se caracteriza por tener una superficie relativamente planadisectada por canales abandonados del ro Crucero y ro Cullco, tambin se denota la pre-sencia de Aguajales y pequeos pantanos.

Esta unidad se desarrolla en depsitos glaciofluviales de la zona altiplnica que du-rante las temporadas de lluvia transportan y descarga depsitos detrticos, acumulados amodo de conos deyeccin y mantos aluvionales de composicin detrtica variada segn laintensidad del proceso.


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Son las cumbres ms altas que conforman el relieve cordillerano, los cuales se hallancubiertos por nieves perpetuas, estos nevados poseen cumbres afiladas y pronunciadas, for-mando escarpas mayormente, las que hacen dificil su acceso. Sus desniveles se hallan com-prendido entre los 4800 a 5200 m.s.n.m. los principales nevados son Aricoma (5200metros),Jhalahuaa (5250 metros), Ipante (5200 metros), Huerta Pata (5000 metros), Jarjullo(5050 metros), en ellos su morfologa (Foto N 06) resulta de los desprendimientos o arran-ques bruscos de masa como consecuencia de la actividad de las masas glaciares y las varia-ciones de temperatura.

Este modelado a modo de anfiteatros de erosin o arranque brusco se reconoceentre el cerro Apacheta y la laguna Aricoma, en el cerro Jatntaja, en la parte inferior delnevado Ipante etc.

Conforma depresiones de geometra concntrica con pendientes pronunciadas, encuyas paredes y fondo de tales depresiones se acumulan depsitos de origen glaciar y detalud, en algunos casos sirven como pequeas cuencas para el alineamiento de las aguasprovenientes de los deshielos.

Estos depsitos de origen glaciar comnmente se encuentran sobre los 4200 m.s.n.m.

Las morrenas conforman geoformas tipo colinas alargadas con perfiles sinuosos ycresta de baja altitud se reconocen morrenas laterales (Foto N 07), frontales y de fondo;que estan constituidas por fragmentos de diversas litologa, segn el sustrato rocoso que hasido erosionado, los depsitos Glaciofluviales provienen de la remosin de las morrenas ycomnmente se encuentran conformados por gravas, arenas y limos.


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La Estratigrafa a lo largo y ancho del rea de estudio consta principalmente de una

secuencia de rocas del Paleozoico que van desde el Ordoviciano inferior hasta el Holoceno,tales como el Grupo San Jos, Formacin Sandia, Formacin Ananea, Grupo Tarma, GrupoCopacabana, Grupo Mitu, a la vez influenciada por un fuerte plutonismo que data desde elPermo-Trisico, diferenciandose granodioritas, monzogranitos y granitos.

Tambin se encuentra una secuencia del cretcico, que cubre en discordancia a lasrocas del Paleozoico, conformado por la Formacin Huancan y el Grupo Moho.

Las unidades del Cenozoico son las ignimbritas Picotani del Mioceno as mismo comola Formacin Arco Aja y los fluvioglaciares, aluviales, lacustres y aluvial etc.

El grosor de toda la secuencia estratigrfica expuesta en la hoja de Limbani superalos 8000 m. ( Fig. N 07).

En el cuadrngulo de Limbani se tienen principalmente rocas sedimentarias delPaleozoico inferior y superior, mientras que en el nivel ms superior existen una secuenciavolcano sedimentaria.

Estas unidades en mencin forman parte de la cadena hercnica del Sur Este queafloran en forma de grandes secuencias alargadas orientadas en direccin andina las que dealguna manera controlaron la sedimentacin del Mesozoico.

Designado como Formacin San Jos por Laubacher G. (1973), en la localidadhomnima que se encuentra en el valle del ro Sandia. Esta unidad ha sido elevada a lacategora de Grupo por N. D. La Cruz (comunicacin personal) quien ha examinado la


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seccin de los valles de Sandia Huari Huari y Tambopata (cuadrngulo de Sandia) descri-

biendo preliminarmente las Formaciones Iparo y Purumpata en base a las diferencias litolgicasy al contenido fosilfero. Se extiende por ms de 200 Km, desde la frontera con Bolivia hastael ro San Gaban, a lo largo del flanco Este de la Cordillera Oriental y se debe extender haciael Noroeste. En la hoja de Limbani el Grupo San Jos aflora en el extremo NE de la hoja enel Tramo Corcora, Macho, Huayna donde la secuencia esta bien expuesta.

Douglas (1920) reporta una secuencia similar a la cual definio como Ordovicianomedio, en el ro Chaquimayo afluente del ro San Gaban, as mismo como Bulman, (1932),Dvila, Ponce de Len (1971), Laubacher (1974), Dalmayrac (1980), reportan lutitasfosilferas, del Llanvirniano, en esta parte de la Cordillera Oriental.

El Grupo San Jos en la hoja de Limbani, se encuentra bien desarrollado y consistemayormente de una secuencia pizarroza pelltica.

Por su litologa esta unidad presenta una morfologa suave en las cumbres, exceptolas pendientes que corresponden a quebradas y valles donde se forman gargantas en muchoscasos profundas, esto se observa en bajada Macho, Huayna.

El piso de esta unidad se desconoce en este sector, por lo que Tentativamente, seestima un grosor de 3500 m. En base a su extensin e inclinacin notndose que disminuyehacia el Norte, su techo se encuentra infrayaciendo en contacto discordante fallado con la

Formacin Sandia. En el rea de estudio se han diferenciado los dos niveles estratigrficos,ambas formaciones con abundante contenido fosilfero del Arenigiano y Llanvirniano respec-tivamente.

Esta representada litolgicamente por una intercalacin de pizarras, limolitas ylimoarcilitas.

Las pizarras de color color gris oscuro y gris plomizo predominan en este nivel, en

capas delgadas y medianas 5 a 30 cm, de forma tabular, presentando caractersticamente unalaminacin interna a la vez que se encuentra bastante fracturadas (Foto N 08) y con una leveesquistosidad debido al plegamiento intenso al que fue sometido, a diferencia las limolitas ylimoarcilitas pizarrosas se presentan espordicamente en capas delgadas 2 a 10 cm. Estaunidad tiene en diferentes lugares un contenido notorio de pirita que se manifest como ptinasmarrn amarillentas (Foto N 09).

En el trayecto de Corcora a Macho se pudo recolectar fsiles principalmente en laspizarras determinaron como:


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Didymograptus aff. D. extensus (HALL)del Arenigiano inferior-medio, marino pe-

lgico.

Tetragraptus quadribrachiatus (HALL) Arenigiano marino pelgico. Las determi-naciones fueron echas por M. Aldana del departamento de Paleontologa delINGEMMET.

Los afloramientos de esta unidad continuaron hacia el Sur Este, al cuadrngulo deSandia.

Esta Unidad aflora principalmente entre los caceros de Huayna y Ccosillocunca, alEste de la Formacin Iparo como nucleo de un sinclinal, petrolgicamente consta de unaintercalacin de limolitas, limoarcilitas pizarrosas y pizarras en capas delgadas, que presentancaractersticamente una laminacin interna paralela y en otros casos ondulante. Al igual launidad inferior la secuencia se halla fuertemente deformada.

Por efecto, de meteorizacin la roca presenta formas astillosas muy caractersticas, amodo de lpices y una esquistocidad paralela a la estratificacin (Foto N 10).

En esta Formacin presenta mayor evidencia fosilfera que la unidad anterior

infrayacente, M. Aldana identificado:

- Diplograptus cf. D. foliaceus (MURCHISON)- Loganograotus cf. L. Logani (HALL).- Didymograptus bifidus (HALL).- Didymograptus cf. D. spinulosus.- Didymograptus cf. D. pluto JENKINS.- Didymograptus cf. D. spinulosus.- Glyptograptus cf. G. euglyphus pymaeus.- Glossograptus sp.- Azygograptus sp..- Didymograptus cf. D. spinulosus PERNER.- Didymograptus cf. D. sagatticaulis GURLEY.- Dydimigraptus serratulus (HALL).- Glossograptus hincksii (HOPKINSON).- Climacograptus tubuliferos (LAPW).- Glossograptus cf. G. ciliatus EMMONS.

Todos ellos del Llanvirniano inferior de ambiente marino pelgico y asignados alLlanvirniano Leandeiliano inferior, tambin de origen marino.


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Estratigrficamente el Grupo San Jos se correlacionara con la Formacin Contaya

del Oriente peruano y en Bolivia con la Formacin. Capinota del Llanvirniano.

De acuerdo a las evidencias de fsiles esta unidad se habra depositado desde elLlanvirniano posiblemente hasta el Caradociano inferior.

Nombre dado por Laubacher G. (1973) para una secuencia de cuarcitas y rocaspelticas pizarrosas que afloran en el valle del ro Sandia y que se extiende a lo largo del flancoEste y en la propia cordillera Oriental.

Estructuralmente se halla bastante replegada formando pliegues incluso invertidos oechados en algunos casos fallados.

En general el ngulo de buzamiento de la secuencia tienen una orientacin predomi-nante hacia el NE.

En la hoja de Limbani se ha podido diferenciar tres miembros.

Constituye la base de la secuencia, presenta estratos de cuarcitas, gris claras, a blan-quecinas en capas gruesas y medianas tabulares de 0.20 hasta 1 m. se intercalan con algunosniveles delgados de cuarcitas gris oscuras, tambin se observa algunos estratos ondulante ylenticulares producto de las estructuras de sobre carga.

En este nivel se presentar la mayor cantidad de vetillas y vetas de cuarzo lechozo de5 a 10 cm., donde se ha identificado el Au nativo a manera de pequeas diseminaciones.

Esta secuencia aflora a lo largo del tramo Mina Uchuy Tambillo y prximo a Corcora(camino Aporoma), en donde se encuentra suprayaciendo en contacto fallado inversamente

con la roca pizarrosos y ampelticas del Grupo San Jos (Foto N11).

La secuencia media de la Formacin Sandia esta representada por una intercalacinde cuarcitas gris claras, blanquecinas y gris oscuras en capas delgadas de 2 a 20cm, media-nas y algunas capas gruesas. Presentando estructuras en rosario producto de la sobre carga,tambin se observa pequeos plegamientos e incluso presenta (Kind Band) micro pliegues


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(Foto N 12) en chevrn que indican la direccin de los esfuerzos compresivos y rotacionales,

correspondientes a una fase tectnica.

La capas delgadas a medianas de 0.5 a 0.20 m. se intercalan y en conjunto formanescarpas casi verticales que se observan como morfologa abrutpa. Este nivel se encuentramejor expuesto en el Cerro Apacheta camino a Caiputo (Foto N 13).

La secuencia superior de esta unidad, litolgicamente est constituida por cuarcitascapas gruesas tabulares y muy subordinadamente niveles pizarrosos en capas delgadas.

Aflora al Sur y Norte de Cuyo Cuyo en estratos gruesos, tabulares de 1 a 2 m., decolor gris claro, a gris blanquecino formando parte del ncleo de un anticlinal que infrayace auna secuencia de pizarras de la Formacin Ananea, (Quebrada Tambillo). La secuenciacuarctica es casi homognea y se diferencia fcilmente porque constituye farallones casiverticales (Foto N 14).

Por su competencia esta unidad presenta morfologa abruptas, generando, valles pro-fundos y encaonados como es el caso de la quebrada del ro Limbani camino a Quitun.

En forma general toda esta secuencia se encuentra infrayaciendo a una secuencia de

pizarras gris oscuras, azuladas que constituyen la Formacin Ananea en un contacto falladoinversamente, asociado a la tectnica compresiva que afect a esta regin.

En en seccin delgada (Foto N 15) las cuarcitas del Grupo Sandia se observaligeramente un esquisto de cuarzo-micas-cloritas.

En toda esta parte del rea de estudio, no se ha encontrado evidencia foslifera querepresente a la Formacin Sandia, pero se le estima una edad del Ordoviciano superior porla posicin estratigrfica ya que suprayace al Grupo San Jos e inrayace a Formacin Ananeadonde se reporto fsiles del Siluro- Devoniano.

La importancia de la Formacin Sandia, es que en ella se emplazan la mayor cantidadde minas que en la actualidad explotan mineralizacin de Au primario en vetas de cuarzolechozo en forma artesanal e informal.

Se correlaciona en Bolivia con la Formacin Mizqui, constituida de una secuencia decuarcitas blancas, grises del Ashgilliano.


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Nombre asignado por Laubacher G. (1973) a una gruesa secuencia pizarrosa, peltico-samtica, que aflora en su localidad tpica del mismo nombre al SE del cuadrngulo de Limbani,formando parte de la Cordillera Oriental, y se prolonga hasta la Cordillera Real en Bolivia.

En el rea de estudio esta unidad consiste de una gruesa secuencia de pizarras, piza-rras-limolticas y areniscas cuarzosas muy subordinadas.

Las pizarras afloran conspicuamente y se extienden casi contnuamente por el extre-mo SE de la hoja de Limbani desde el poblado de Cuyo Cuyo-Laguna Saytacochaprolongndose al Noreste por los poblados de Patambuco, Limbani y limitado hacia el Oeste

por los cuerpos plutnicos del Permo-Trisico.

Su morfologa en general se caracteriza por relieves suaves con buena cobertura sinembargo en otros lugares se presentan muy deformadas y con morfologas abruptas, forman-do valles angostos tal como se observa en el valle del ro Patambuco, en la Qda Sallaco etc.

Cuando estn muy deformadas, en algunos niveles los signos de estratificacin handesaparecido y se ha desarrollado una esquistocidad pronunciada (Foto N 16). Las capasestan fuertemente plegadas y existen muchas repeticiones debido a pliegues y fallas inversas.Por esta razn no se ha medido ninguna seccin, no obstante se estima un espesor mayor de1000 m. para esta zona.

Las pizarras de la Formacin Ananea cerca a Cuyo Cuyo petrogrficamente, sedescriben como pizarras y limoarcilitas pizarrosa, gris oscuras, gris azuladas y negrasdistinguiendose por su foliacin bien marcada, con presencia de niveles micceos, bajo elmicroscopio (Foto N 17) se observa a las pizarras de textura criptocristalino de micas,cuarzo y grafito, con fracturamiento paralelo a la foliacin, rellena por limonitas.

En general esta secuencia cerca a los cuerpos plutnicos se muestra una aureola demetamorfismo leve de tipo epizonal, presentando hornfels (Foto N 18), pizarras recristalizadase incluso pizarras de un aspecto calcinado, que presentan un aspecto macizo bien compacto

esto se observa en Cerro Yana Orjo, Laguna Chogecota etc. Camino a Limbani.

En seccin delgada (Foto N 19) se observa hornfels de micas y andalucita de textu-ra porfidoblstica con presencia de minerales esenciales de micas, andalucita, cuarzo y mine-rales accesorios como cloritas, opacos y limonitas etc.

Esta gruesa secuencia suprayace a la Formacin Sandia en un contacto falladoinversamente como producto de una tectnica compresiva e infrayace a la secuencia samtico-peltica del Grupo Ambo en discordancia a excepcin del Norte de Usicayos, donde laspizarras se hallan en contacto fallado inverso con las areniscas del Grupo Ambo.


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La edad que se asume para esta secuencia va desde el Silurico al Devoniano, ya que

se ha encontrado un fsil en la interseccin de la Quebrada Huacuyo y la Quebrada Sallacoque ha sido determinado (M. Aldana) como

- Heterophrentis sp del Devoniano inferior-medio de ambiente marino bentnico.

La unidad se le correlaciona con la Formacin Chagrapi en el altiplano (klinck, B.,Palacios, O. 1993). y en Bolivia con las formaciones Vila Vila y Santa Rosa.

Nombre denominado por Newell, N; Chronic, J. y Roberts, T. (1949) para unasecuencia cuya su localidad tpica aflora en los alrededores de Ambo en el departamento deHunuco, en el altiplano fue descrita por Klinck y O. Palacios et al 1993 en el cuadrngulo dePuno, Natalio De La Cruz en el cuadrngulo de Azngaro (1995). El Grupo Ambo consistede una secuencia clstica samito-peltica y de ambiente continental que sobreyace en aparen-te continuidad sobre la secuencia pizarrosa de la Formacin Ananea.

Aflora en forma regular en el sector Oeste del cuadrngulo de Limbani. En la colum-na medida al Oeste de la Laguna Cocaa Cocha,(Fig. N 08) se le estima un grosor de 800m. aprox. Desde el punto de vista litoestratigrfico lo podemos dividir en dos secuencias.

Esta secuencia se encuentra expuesta al Oeste de la laguna Cocaa Cocha en con-tacto concordante con las pizarras de la Formacin Ananea (Foto N 20).

Consiste de pizarras carbonosas intercaladas con lutitas en capas delgadas, carac-tersticamente laminar y areniscas cuarzosa de grano fino gris oscuras, sobre la cual tiene unagruesa secuencia de areniscas cuarzosas de grano fino en capas tabulares de 30 a 40 cm.algunas capas presenta estratificacin sesgada de pequea escala y bajo ngulo.

La parte media, se tiene una secuencia casi continua de pizarras gris oscuras en capasdelgadas y tabulares intercaladas con areniscas cuarzosas de grano fino en estratos delgados.

Al tope de este nivel se tiene una gruesa secuencia de areniscas cuarzosas en capasde 30-40 cm. que se intercalan con limolitas pizarrosas en grosores muy discretos, estaunidad inferior alcanza aproximadamente 350 m. De grosor.


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La parte superior del Grupo Ambo est representada de areniscas con niveles delimolitas y limoarcilitas grises en algunos caso carbonosos.

Las areniscas son de grano fino, con algunos de grano medio, en capas delgadas amedianas de 10-40 cm. De grosor.

Las areniscas predominantemente son cuarzosas de color que varan de colores gris,gris claro, beige e incluso gris brunceo con algunos niveles algo ferruginosos.

En seccin delgada (Foto N 21) se observa areniscas cuarzosas de grano fino sub

redondeado, con presencia de micas que se alteran a cloritas a travs del plano de clivaje, asimismo tenemos venillas de limonitas..

En la margen Oeste de la laguna Jaico se encuentra una secuencia continua donde seintercalan areniscas cuarzosas gris claras en capas delgadas, tabulares con limolitas carbonosas(Foto N 22), lutitas caractersticamente laminares.

En el Cerro Mina Inca el Grupo Ambo infrayace concordantemente a la secuencia deareniscas y calizas del Grupo Tarma.

En los alrededores de Usicayos aflora la parte ms superior de esta unidad estando

constituida principalmente por una secuencia de arenisca cuarzosas de grano fino color gris agris claro, en capas delgadas y medianas, en algunos niveles presentan superficies ondulitasde pequea escala, con presencia de plantas (Foto N 23).

Los restos de plantas encontradas en el rea son:

- Calamites sp.- Orthoceratidae ind.- Huella de anlidos, Scalarituba ? sp., que se le atribuyen al misisipiano y acumu

ladas en el ambiente continental.

El Grupo Ambo por estar suprayaciendo a la Formacin Ananea e infrayaciendo alGrupo Tarma, y de acuerdo a las evidencias paleontolgicas le corresponde una edad delCarbonfero Inferior.

Es una secuencia peltico - Samtica calcrea denominada asi por Dumbar G., NewellN. (1946), en el Per Central.


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Asi mismo Adebaud, E. (1973) describe una secuencia areniscosa-peltica-calcrea

en la hoja de Sicuani. Igualmente Newell D. (1949) atribuye al Grupo Tarma a una secuenciasimilar, que se encuentra al Norte de Muani.

En la hoja de Limbani tal unidad aflora indistintamente en el sector sur y en menorproporcin en los alrededores de Usicayos al Norte.

Litolgicamente, se caracteriza de una intercalacin de areniscas, limoarcilitas y cali-zas micrticas, cuya proporcin es muy variable (Foto N 24).

En general la morfologa que presenta es relativa dependiendo de la posicin de lascapas, ya que puede mostrar morfolgia suave, o abrupta. La cobertura que se forma tiene

un desarrollo moderado dando coloraciones amarillentas, beige en algunos casos brunceos.

En la Laguna Llulluchani se observa la base de esta unidad que se encuentra concor-dante sobre las areniscas cuarzosas y limolitas carbonosas del Grupo Ambo. La secuenciainferior del Grupo Tarma constituida principalmente de areniscas feldesptica de color verdecaracterstico de grano medio a fino que se intercala con areniscas calcreas de color gris ybeig en capas medianas que tienen grosores de 20 a 50 cm.

De igual manera tenemos en el rea de la Mina Santa Ana- Jotachaca se tiene unasecuencia completa bien expuesta que la base corresponde a una intercalacin de areniscaspredominantemente feldespticas, cuarzosa de tonalidad verdosas grano medio a fino encapas tabulares de 30-50 cm. de grosor, y en forma muy subordinada se encuentran arenis-cas calcreas en capas delgadas de color gris claro y limoarcilitas bien laminadas, sobre estepaquete tenemos una intercalacin mas contnua de areniscas feldespticas de color verde agris de grano medio en capas tabulares, que infrayacen a areniscas calcreas en capas media-nas y calizas micrticas gris oscuras a beige en capas de 10-30 cm de espesor, con presenciade fosles, tambin se observaro limoarcilitas grises, beiges brunceo caractersticamentelaminares e incluso se tienen niveles de limoarcilitas calcreas.

Al tope de esta secuencia tenemos una intercalacin predominatemente de calizas,areniscas calcreas color marrn amarillento en superficie meteorizada; con limoarcilitas y

areniscas feldespticas muy subordinadas en abundancia.

Bajo el microscopio (Foto N 25) se observa una caliza bioclstica, arenosa, conalto contenido calcita.

De otro lado su lmite superior con el Grupo Copacabana es concordante, y se mar-ca donde se observa un cambio morfolgico resaltante, donde acaba la secuencia areniscosa,arenisca calcrea y limoarciltica para pasar a una secuencia netamente calcrea que tipifica ala unidad suprayacente (Foto N 26).


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Los fsiles que se reportan en esta unidad estudiada segn M. Aldana es como sigue:

Al Oeste del Cerro Cocaa Orjo (Laguna Cocaa Cocha), se encuentran niveles decalizas y areniscas calcreas bastante fosilferas que corresponden al rango Carbonfero su-perior - Permiano tales como; la paleoforma colectada son mayormente braquiopodos ymoluscos descritos como:

- Linoproductus cora (DORBIGNY)- Neospirifer sp.- Neospirifer cameratus (MORTON)- Kochiproductus cf. K peruvianus (DORBIGNY)- Composita sp.

- Crurithyris sp.- Lophophyllidium sp.- Spiriferella sp.- Kochiproductus cf. K. peruvianus (LEA)- Syringothyris sp.- Linoproductus cf. L. cora (DORBIGNY)- Buxtonia peruviana (DORBIGNY)- Buxtonia sp.- Kozlowskia sp.- Lissochonetes sp.

- Kiangsiellampinguis CHRONICDe acuerdo con las evidencias paleontolgicas encontradas y la posicin dentro de la

secuencia, el Grupo Tarma debe haberse depositado durante Carbonfero superior.

Douglas, J. (1914) describi como tal a una secuencia calcrea-peltica que aflora enlos alrededores de la pennsula de Copacabana, en el Lago Titicaca. Posteriormente King(1930), la define como perteneciente al Prmico inferior; a su vez, Cabrera La Rosa, A. y

Petersen, G (1936) la designan como Formacin Copacabana, as mismo Dumbar y NewellN. (1946) la elevan a la catergoria de Grupo.

En 1953, Newell N. Chronic, J. y Roberts, T. establecen 4 zonas de fusulinidos en launidad:

Zona de Silvaseptopora, zona de tritictes opimus, zona de Pseudoschwagerina uddeniy zona de Parafusulina.


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Laubacher, G, (1978) por su parte, lo ha reconocido en los cuadrngulos de Macusani

y Nuoa.

En el rea de estudio se localizan algunos afloramientos en los sectores Oeste, Sur yen el extremo SO del cuadrngulo siendo los ms representativos aquellos del cerro YanaOrjo, la laguna Saijacocha al NE de Crucero, Cerro Morado cabecera de la Qda Ajotera yen los alrededores de la Mina Cecilia.

Una de las caractersticas ms resaltantes de esta unidad es su expresin morfolgicaya que presenta escarpas verticales notorias y unas posicin bien definida que presenta buenaestratificacin de color gris claro y beige, generando un suelo de color amarillento.

Otra caracterstica resaltante son las superficies krsticas, as como el replegamientocontnuo y regional especialmente en los alrededores de la Mina Cecilia y en el extremo SOde la Hoja.

La litologa esencialmente est dada por calizas de color crema, gris oscuro, en mu-chos casos silicificadas y dolomitizadas, con intercalaciones de caliza dolomtica, limoarcilitascalcreas de color gris.

En el flanco Este del Cerro Morado se puede diferenciar tres secuencias.

Por ser la base se puede observar la relacin estratigrfica en posicin concordantesobre el Grupo Tarma (Foto N 26), con una secuencia de calizas micrticas a espticas encapas gruesas de 0.50 a 1 m. color gris oscuro, en superficie alterada presenta una colora-cin beige a gris claro; intercaladas con calizas dolomitizadas de 40-50 cm. en su conjuntose observa una superficie krstica suave y un diaclasamiento perdendicular (Foto N 27) .La estratificacin es paralela con la superficie onduladas irregulares.

Consta litolgicamente de una intercalacin de calizas micrticas de color gris violceasen capas delgadas a medianas que van de 30 a 40 cm., con limoarcilitas calcreas caracters-ticamente laminadas de color beige a gris claro, toda esta secuencia alcanza los 50 m. Degrosor aproximadamente, estratificacin paralela (Foto 28).


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Alcanza un grosor de 200 m. Y est constituida principalmente de calizas micrticas,calizas espticas de color azulino, violceo en capas gruesas, que se intercala con dolomitas,calizas silicificadas gris oscuras y espordicamente limoarcilitas calcreas de color gris, altope de esta unidad se puede observar las calizas con una tonalidad rojiza, debido a la oxida-cin de las calizas posiblemente en relacin con la erosin y acumulacin de la unidadsuprayacente constituida por capas rojas continentales (Foto N 29).

La parte superior del Grupo Copacabana fu profundamente afectada por los agen-tes de erosin que precedieron a los depsitos del Permiano superior continental, una evi-dencia de esto es el conglomerado del Grupo Mitu, constituido principalmente de lticos sub

angulos a sub redondeados de calizas, calizas silicificadas, chert etc.

La secuencia del Grupo Copacabana en general es fosilfera; se han recolectadomuestras que fueron estudiadas por M. Aldana, quien reportamayormente Braquipodos, ymoluscos signados al Permiano inferior y de ambiente marino bentnico, estas son:

- Neospirifer cameratus (MORTON).- Neospirifer condor (DORBIGNY). Permiano.- Stereochia inca (DORBIGNY). Permiano.- Omphalotrochus sp. Permiano.- Linoproductus cf. L. cora (DORBIGNY).

- Kiangsiella pinguis CHRONIC.El tope de esta secuencia se encuentra en una discordancia angular con las capas

rojas del Grupo Mitu. De acuerdo a los reportes paleontolgicos y a su relacin estratigrficaal Grupo Copacabana se le asigna una edad Prmiana inferior.

El Grupo Mitu del Prmico superior, definido en el Per central, por Mc Laughlin, D.(1924), y descrito Newell et.al (1953) y Megard (1973), quienes denominaron como tal a unaconjunto de depsitos continentales volcnico-detrticos de espesor muy variable.

En el Sur del pas, el Grupo Mitu tiene un gran desarrollo, sobre todo a lo largo delfrente SO de la Cordillera Oriental datados por su situacin entre el Leonardiano inferior y elTrisico inferior por Klinck y otros 1993, quienes han subdividido a la secuencia volcnico -sedimentaria contienetal:

Como Grupo Mitu (secuencia sedimentaria) y sobreyaciendo el Grupo Iscay decarter volcnico y volcanoclstico.

No obstante considerando el desarrollo de la secuencia volcanoclstica - sedimentaria


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de origen continental en el cuadrngulo de Limbani se le describe conjunto como Grupo

Mitu.Este Grupo Mitu sirve como gua y esta relacionado a un periodo de erosin intensa,

que ha dado lugar a la acumulacin de una secuencia continental detrtica y volcano-detrticaque muestra poco transporte.

Se nota intercalacin con material volcnico del tipo lavas, piroclstitas las que seinterdigitan con las sedimentitas.

La morfologa que presenta el Grupo Mitu es abrupta, e incluso presenta escarpassub verticales, otra caracterstica destacable es la coloracin rojiza, violcea, que tipifica a las

capas rojas, que sirven para diferenciarla fcilmente en el campo.En el rea de estudio podemos reconocer dos litofacies; una litofacie conglomerdica

a brecha sedimentaria y la otra volcnica de carcter gneo efusivo que puede ser de nivelsubvolcnico a piroclstico.

La facie conglomerdica aflora en el ro Grande, en la parte Sur del cuadrngulo deLimbani a la altura de la desembocadura de las quebradas Jollpa Mayo y Pejaani. Los dosconglomerados estn constituidos de fragmentos lticos de calizas gris azuladas, gris clara,arenisca arcsica roja a oscuras, clastos de volcnicos en una matrz de arenisca arcsicarojiza de grano grueso, el tamao de los fragmentos es variable de 2 a 10 cm. de sub redon-

deados a sub angulosos, en capas gruesas debilmente diferenciadas, de aspecto macizo yfuertemente cementado, presentando escarpas casi verticales (Foto N 30-31).

El contenido de fragmentos lticos evidencian la coetaneidad entre el volcnico y ladepositacin del material clstico.

La litofacie volcnica se caracterza por estar conformada de lavas de composicinandestica, de color rojiza, bruncea y muy raramente verduzca. Las andestas son de texturaafantica en la que destacan microcristales de plagioclasa el color bruncea, con una fuertelimonitizacin y debil epidotizacin.

En seccin delgada (Foto N 32) se observa una andesita limonitizada de textu-ra porfirtica con fenos de plagioclasas y moldes alterados de limonitas, carbonatos en unamatriz de plagioclasas con sericita intersticial.

Los volcnicos del Grupo Mitu han divididos de acuerdo a criterios mineralgicos yqumicos, en alcalinos, peralcalinos y shoshonticos (Kontak, D.) as mismo pertenece almagmatismo Arco Interno (Carlier, 1982; Kontak, D. 1983-84), y estando relacionados alos procesos de subduccin, segn estos autores.


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El Grupo Mitu sobreyace en discordancia erosional a las calizas del Grupo Copacabana

al Oeste de la laguna Sajracocha, Cerro Yana Orjo y Ro Cecilia (Foto N 33).

La edad que se le asigna al Grupo Mitu, por la falta de evidencias paleontolgicas ybasados en su relacin estratigrfica estara en el Permiano superior. Segn Kontak, D. et al(1985) las lavas de la Cordillera Oriental tiene un rango de edad Rb-Sr entre 270-210 Ma.Otras edades similares obtenidas por el mtodo K-Ar 245 - 280 Ma para las volcanitas delNO de Bolivia (Mc Bride y otros 1983); por otro lado en el altiplano Klinck, B. Palacios, O.et al (1993), obtienen una edad K-ar 272 Ma para el Grupo Iscay, segn estos datos lasrocas varan desde el Permiano inferior al Trisico inferior.

Las areniscas de Huancan fueron descritas por Petersen y Cabrera La Rosa (1936)luego estudiadas por Newell (1945) y Heim (1947), en la regin del Lago Titicaca.

En el rea de estudio, se localiza al SO del cuadrngulo y se prolonga hacia la hoja dePutina, formando parte de la depresin de Crucero - Anana. Su extensin superficial Limi-tada por bloques de rocas paleozoicas que al parecer han controlado la sedimentacin du-rante el Cretceo.

En esta parte la Formacin Huancan no se encuentra completa. Est constituida por

areniscas cuarzosas grano fino a medio, bien compactas y resistentes de color blanquecino yalgunos niveles rojizos a rosados, en capas gruesas a medianas que tienen grosores de 10 a50 cm.

Morfolgicamente resaltan dando formas abruptas, que en algunos casos presentanescarpas.

En algunos lugares se puede apreciar estructuras sedimentarias, como estratificacinsesgada de pequea escala y bajo ngulo, laminacin interna.

Las areniscas de la Formacin Huancan hacia el Oeste y Suroeste en los cuadrngulosde Macusani, Putina y Azangaro, suprayace concordantemente a la Formacin Muni; que

consiste esencialemente de lodolitas y areniscas rojas. Tal relacin no se observa en elcuadrngulo de Limbani. No obstante se considera que la relacin debe ser similar. Infrayaceen concordancia al Grupo Moho, relacin que se observa al Sur de la mina Princesa - Cami-no a Hacienda Pacopampa, infrayace tambin en discordancia angular a la Formacin ArcoAja en el rea limitada principalmente por los ros Cullco y Crucero (Foto N 34)

El grosor estimada es de 80 m., ya que la secuencia samtica se encuentra deformaday cubierta por unidades ms jovenes.


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A la Formacin Huancan se le atribuye una edad del Cretceo inferior posiblementeacumulada durante el Valanginiano.

Se le correlaciona con el Grupo Goyllarisquizga al Norte y Centro del Per, con laFormacin Murco de Arequipa (Jenks, 1948; Benavides, 1962), y con la parte superior delGrupo Yura de la Regin de Abancay y Andahuaylas (Marocco, 1971).

Esta unidad fue descrita as por Newell, (1945), en la regin del Altiplano. Los afloramientos del Grupo Moho en el cuadrngulo de Limbani estn restringidos al Suroeste delcuadrngulo.

Las ocurrencias del Grupo Moho se encuentran a ambos lados del ro Cullco y haciael norte de la hacienda Pocobamba (cuadrngulo de Putina) a modo de afloramientos aisla-dos y pequeos, que sobreyacen concordantemente a las areniscas de la Formacin Huancan.Ya que estos afloramientos forman parte de la depresin de Crucero - Anana, La morfolo-ga se caracteriza por presentar colinas suaves, formas irregulares como consecuencia delreplegamiento especialmente en las calizas del Ayabaca.

Litolgicamente el Grupo Moho esta constituido por lodolitas y areniscas rojas conalgunos niveles de limolitas verdes y pardas. Sobreyacen al nivel rojiza calizas micrticas ycalizas recristalizadas de color beige a gris claro, en superficie alterada presenta una colora-cin amarillenta.

Se presenta en capas gruesas a medianas, que van de 30 a 50 cm, bien resistente enalgunas partes est silicificada, mostrando cierto plegamiento irregular.

El grosor de las calizas es de 10 -15m debido a que esta zona fue posiblemente laparte marginal de la cuenca, debido a esto la secuencia Cretcica no se encuentra muy desa-rrollada (Foto N 35).

Al sur de la Mina Princesa, camino a la Hacienda Pacopampa se tiene a las calizassuprayaciendo concordantemente a las lodolitas rojas que se encuentran sobre la FormacinHuancan e infrayacen concordantemente a lodolitas, limonitas y areniscas rojizas, pardoverdosas que generan una morfologa ms suave.

En Chullu Pampa y Jatuhui, se tiene infrayaciendo en discordancia angular a la For-macin Arco Aja.


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En el presente estudio no se reportan evidencias paleontolgicas, aunque segn po-sicin y relacines estratigrficas en rea adyacentes, la edad que se le atribuye va del Albianoal Cenomaniano.

Se correlaciona con la Formacin Sangarar y la Formacin Yuncaypata del rea delCuzco.

Las ignimbritas de Picotani denominada as por Kontak (1985), Bohomme et al.(1988) y Laubacher et al (1988).

Esta unidad forma parte del conjunto ignimbrtico del SE del Per especialmenterelacionado a las ignimbritas de Macusani (Quenamari), como producto de los episodiosvolcnicos Miopliocnicos (Foto N 36).

La Formacin Picotani aflora dentro la depresin de Crucero-Ananea-Ancocala alSur de la hoja de Limbani prologndose en mayor extensin hacia la hoja de Putina, ocupan-do una rea aproximada de 100 km de forma triangular, se le reconoce en el campo porpresentar una morfolgica suave, en muchos casos formando mesetas Sub horizontales y en

otros morfologa abrupta como resultado de la erosin lateral en las quebradas y el roGrande.

En la hacienda Huacchane ubicada en la margen derecha del ro Grande se puedeobservar hasta tres eventos de flujo piroclsticos la base se caracteriza por presentar unasuave cohesin y es fcilmente erosionada, la segunda fase corresponde a ignimbritas msresistentes y de forma columnar, la ltima fase corresponde a ignimbritas con un mayor con-tenido de lticos que incluso alcanza hasta 5cm de dimetro (piroclasttas), su grosor total quevara entre 50-100 m.

Los eventos volcnicos se dieron en tiempo relativamente corto, ya que entre una yotra unidad no se observa ninguna superficie de erosin ni intercalaciones detrticas.

Petrogrficamente las volcanitas de la Formacin Picotani tienen un carcter eminen-temente cido, peraluminoso y estn constituido por ingnimbritas riolticas y riodacticas,(Fig. N 9) no soldadas, pero mas o menos compactadas por recristalizacin durante elenfriamiento.

En su mayor parte son de color blanco o ligeramente grisaceo, macizas y de diferentecompacticidad.


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Al microscopio, las ignimbritas tiene textura porfiroclstica, por la forma angulosa

que posee la mayor parte de sus componentes.

Las tobas algo soldadas de la Formacin Picotani tienen cuarzo en cristales angulososo sub redondeados, generalmente fracturados, feldespato potsico tipo sanidina en cristalesidiomorfos, fracturados muscovita.

En Llojorani Grande se tiene diseminacin de autonita, presumiblemente antes fuePetchbenda (J. Valencia Herrera, pers, commun).

Los anlisis qumico (Tabla N 02) realizados en esta unidad permiten clasificar aestas rocas riolitas calco-alcalinas como muestra la Fig. N 9-A.

Estudios hechos por Bonhomme et al (1988 ) y Laubacher et al (1980), quienes han

datado las ignimbritas de la Formacin Picotani (Tabla N 03) obteniendo resultados quecorresponden al Oligoceno ms superior hasta el Mioceno inferior, siendo entonces, anterio-res a los eventos volcnicos de Quenamari.

Ha sido definida por Fornari et. Al (1981) en la quebrada Arco Aja como una se-cuencia de conglomerados poco consolidados intercalados con lodolitas, que se localizan enel sector Suroeste del rea de estudio, preferentemente hacia la margen izquierda del RoCrucero.


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Se le reconoce en el campo por modelar relieves suaves a causa de su dbil grado de

diegnesis, en algunos casos cubiertos por depsitos recientes, su coloracin es rojiza apardo gris observable en los cortes hechos por el ro donde se tienen cortes escarpados(Fotos N 37, 38).

En la interseccin del ro Crucero y el Ro Ceclia tenemos a la unidad mejor expues-ta. Se trata de una secuencia de conglomerado polmicticos sub redondeados a sub angulososmal clasificados cuyos lticos varan de 5-10 cm, presenta un matriz limosa, en capas gruesassub horizontales, de color rojizo, no se observa imbricacin, se intercala con niveles de are-niscas limosas, en capas gruesas de 40-50cm, que tienen coloracin similar, en esta rea seestima un grosor de 20-50 m. Se prolongan hacia el NO con un incremento de las lodolitasen capas delgadas rojizas. En la margen izquierda de Ro Cullco cerca a la interseccin con elRo Crucero, tenemos tambin la secuencia bien expuesto, consta de conglomeradospolimcticos, de matriz limominosa distribuidos caoticamente con rasgos heterogneos, deforma sub angulosas a sub redondeadas.

La Formacin Arco Aja hacia el Sur suprayace en discordancia angular a rocas delPaleozoico superior del (Grupo Copacabana Grupo Mitu), rocas del Cretceo inferior For-macin Huancan y Formacin Ayabacas e incluso descansa sobre las ignimbritas de la For-macin Picotani.

Edad.-En esta secuencia no se han encontrado evidencias paleontolgicas, pero por

su posicin estratigrfica y su poca consolidacin y el grado de deformacin puede asignarseal Plioceno- Pleistoceno, correlacionable con la Formacin Azangaro.

Ocupan una extensa rea y gran parte de la depresin de Crucero - Anana, mayor-mente se ubican hacia la margen derecha del ro Crucero, prolongandose hacia el NE a lahoja de Macusani, generalmente se encuentra a alturas que van de 4,200 a 4,600 m.s.n.m.

Los depsitos glaciofluviales en esta rea presenta una morfologa suave y ondulada,

formando extensas pampas con una ligera inclinacin de 5 a 10 hacia el Suroeste, estnintersectados por un sistema de drenaje paralelo a sub paralelo de pequeos riachuelos yquebradas que son aflorantes del ro crucero.

Estos depsitos se encuentran cubriendo a las preexistentes en el cuadrngulo deLimbani, mayormente cubren a rocas Paleozoicas, por lo general presentan una catica dis-tribucin de sus elementos, que provienen tambin de la remosin del material que forma lasmorrenas glaciares.


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El material que constituyen estos depsitos son de bloques, guijas y gravas sub

angulosas a sub redondeadas en una matriz arenosa y delesnable, intercalandose con algunosniveles de conglomerado sub angulosos a sub redondeado. Todos presentan una coloracingriscea. El grosor que se les estima es muy variable.

La edad que se le asigna es del Pleistoceno, por su relacin infrayacente a morrenasms resistentes que an consevaron su morfologia .

Estos depsitos reposan horizontalmente o en discordancia angular sobre las rocasinfrayacentes, se localizan en la margen izquierda del ro Crucero a la altura de Pucajaca,formando una superficie sub horizontal que alcanza un rea aproximada de 16 km., lo quenos permite suponer que se trate de una pequea cuenca de ambiente lagunar. En el corte delro Crucero tenemos 20-25 m. de espesor, constituido por limoarcilitas gris claras y amari-llentas intercaladas con arcilitas y diatomitas impuras, en capas delgadas caractersticamentecon una laminacin interna paralela se puede suponer que estos sedimentos sean posterioresa los depsitos de la Formacin Arco Aja. Se le asigna una edad Pleistocnica (Foto N 39).

Los depsitos morrnicos tienen una marcada presencia en el cuadrngulo de Limbani, ya que se encuentran formando parte de la Cordillera Oriental, y asociados con los Neva-dos tales como Aricoma, Jalahuana y en el Norte el nevado de Ccoasupo, entre otros lo quepermite deducir la intensa actividad glacial en el rea durante el Cuaternario.

Los depsitos morrnicos se encuentran distribuidos al pie o cerca de los nevados,conservando an la forma alargada.

En el rea tenemos preferentemente depsitos morrnicos laterales con una orienta-cin de la remosin hacia el Sur y en menor proporcin depsitos morrnicos frontales, quede una u otra manera actan como diques, en las lagunas Cocaa Cocha, Veluyo Cocha.

Los materiales que constituyen estos depsitos son escencialmente gravas dispuestascaticamente y muy heterogneas, con clstos angulosos a sub angulosos, en una matrizarenolimoso.

Estos depsitos se encuentran yaciendo sobre depsitos glaciofluviales pre existen-tes, por lo que se les atribuye una edad Holocnica (Foto N 40).


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Estos depsitos se encuentran distribudos en todo el cuadrngulo rellenando elfondo de los valles o quebradas principales. La mayora de estos alcanzan el nivel fretico.

A lo largo del lecho del ro Crucero se tiene mejor expuesto estos depsitos constitudospor bloques, guijas, gravas, arenas, limos y arcillas de composicin heterognea y una malaestratificacin, presentando en algunos casos lenticularidad, imbricacin y terrazas.

En la desembocadura del ro Aricoma hacia el ro Crucero se tiene un cono aluvialbien marcado, con la direccin del drenaje semi radial, que cortan a la vez a depsitosglaciofluviales pre existentes Sarajotaa, con constitucin de materiales similares que el ante-

rior.

Estos depsitos se vienen acumulando con diferente intensidad desde el Holocenohasta los tiempos actuales, tapizando las depresiones morfolgicas, junto con los depsitosaluviales se han cartografiado los depsitos de escombros de talud, que generalmente cubrenparcialmente los flancos escarpados de las elevaciones y valles.


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Uno de los rasgos que resalta en el cuadrngulo de Limbani son las rocas plutnicastales como el de Coasa, Limbani y Aricoma, que estn dispuestos siguiendo una direccinandina, formando parte de un batolito en la Cordillera Oriental del Sureste del Per represen-

tando el ascenso de un volumen considerable de magma a fines del Paleozoico.

Durante el Permo-Trisico en lo que es actualmente la Cordillera Oriental se produjouna actividad magmtica importante que di lugar a los plutones granticos que se encuentranemplazadas dentro de las rocas paleozoicas, se les caracteriza como magmas subalcalinasasociados con los eventos tectnicos de distensin.

La historiaa geolgica de esta rea ha sido interpretada anteriormente por Newell(1949), Megard (1971), Laubacher (1978), Dalmayrac (1988).

Las edades estan asignadas a periodos geolgicos usando la escala de tiempo deHarland (1982), y las edades fueron calculadas usando los valores constantes de decadenciay abundancia isotpica segn Steiger y Jager (1977).

El magmatismo del Arco Principal, globalmente, fue casi contnuo, desde el TrisicoTardo (Clark, 1976; Aguirre, 1983; Cobbing y Pitcher, 1983) al manto predominante y a lazona relacionada a la subduccin (Stuard, 1975; Baranzani e Isaack, 1976; James, 1971);mientras que el magmatismo del Arco Interior fue episdico y peridicamente un dominio defuente de la corteza (Kontak, 1983) y puede estar relacionada a los procesos de subduccin.

En el rea de estudio tenemos una secuencia Permo-Carbonfera, que comprende

cuarcitas, lutitas y areniscas calcareas y calizas Grupo Ambo, Tarma y Copacabana,respectivamene, las cuales fueron depositados en una cuenca ensalica obteniendose volumenessignificativos. La sedimentacin ces en el Permiano medio durante el episodio de deforma-cin del Herciniano Tardo (Megard, 1971) el cual causo moderado plegamiento no asocia-do con magmatismo. Depes de esta deformacin se manifiesta el volcanismo asociado conla sedimentacin tipo molasa (Newell, 1953). La sedimentacin del Grupo Mitu de edadPermo-Trasica (McLaughlin, 1924; Newell, 1953) fue restringida a cuencas limitadas porfallas, probablemente generadas como resultado de un tectonismo distensivo, a la vez que seproducen emplazamiento de grandes volumenes de magmas.


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En la cordillera Carabaya Sandia, especficamente en el rea de estudio se encuen-

tran tres grandes intrusiones representado por el pluton de Coasa, localizado al extremo NOde la hoja, el pluton de Limbani, localizado al centro de la hoja y el Pluton de Aricona alOeste de la Hoja.

En el Cenozoico tenemos tambin manifestaciones magmticas de pequeos cuerposintrusivos constituidos principalmente de microdioritas, localizados al NE de Crucero, deno-minados stock Santa Ana (Fig. N 10).

Las rocas intrusivas son predominantemente granodioritas a biotitas y monzonitas enla Fig. N 11; se observa un rango restringido en composicin de una serie Calco alcalinasegn el diagrama AFM de Irver y Bargar (1971). Asi mismo tenemos toda las series

predomianntemente son sub alcalinas en relacin con la clasificacin de Irver y Baragar (1971)Fig. N 12.

Este cuerpo plutnico es el ms grande de la zona, no obstante en el cuadrgulo deLimbani solo se tiene una pequea parte ubicada en el extremo NO del cuadrngulos, lamayor proporcin de este se encuentra en los cuadrngulos de Esquena y Ayapata ocupandoen total una extensin aproximada de 1300 Km2.

El plutn de Coasa corta principalmente a la secuencia pizarrosa de la FormacinAnanea.

Petrogrficamente es un monzogranito holocristalino inequigranular de grano medio agrueso con biotitas pequeas y algunas hornblendas con megacristales de feldespato potsico,los cristales que se presenta estan fuertemente maclados, de color gris claro a blanquecino,sin embargo, existen variaciones en menor volumen de leucogranito a monzogranito con biotita- muscovita - cordierita.

En seccin delgada se puede observar una textura granular hipidiomrfica, con cris-

tales sub-anhedrales, con minerales esenciales de feldespatos, cuarzo y plagioclasas, minera-les accesorios se tiene anfiboles, biotita, arcillas, albita, opacos etc. (Foto N 41)

Su posicin dentro de la secuencia paleozoica permite observar en un contacto surque las estructuras de la roca caja tiene una orientacin Este - Oeste mostrando un cambio enrelacin con la orientacin que tienen ns hacia el sur. Este cuerpo es rico en feldespatopotsico. Una datacin K-Ar de 207 Ma., obtenida por Stewart et-al 1974. Manifiestatambin una perdida de Argn radiognico probablemente debido a la tectnica andina delmacizo (Laubacher 1977). Otras dataciones usando los mtodos de K-Ar y Rb-Sr y U-Pb


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asignan un valor de 238 11 Ma.(Lancelot et al. 1978). Que son interpretados como la edad

de emplazamiento antes del Trisico alrededor de 220 a 230 Ma. (Kontak et. Al. 1990). Enla parte norte del plutn se puede observar en contacto con el Grupo Tarma un exoskarn,rico en anfibolita - epdota.

Es un cuerpo alargado que se emplaza siguiendo una direccin andina con una exten-sin aproximada de 100 a 150 Km2, que consiste de granodiorita a biotita-muscovita ymonzogranito de grano fino a medio con contenido de leucogranitos menores. De acuerdo alas observaciones de campo es uniforme en cuanto al tamao de los granos y su composicin.

Bajo el microscopio en nicoles Xs con aumento de 75x, se observa una texturagranular hipidiomorfica con cristales de biotita, con bordes de cloritas-rutilo y opacos coninclusiones de cz, los minerales esenciales son plagioclasas, cuarzo, feldespatos. Mineralesaccesorios tenemos biotita, cloritas, muscovita, sericita, anfiboles limonitas etc. (Foto N42).

En el rea de estudio este cuerpo plutnico por lo general corta a la secuencia delPaleozoico inferior principalmente a la Formacin Ananea (Foto N 43) presentando unaaureola de esquistos, en muchos casos formando hornfels. Esta aureola presenta una red muy

densa de diaclasas y fracturas con direcciones de NO-SE y otras NE-SO, posiblementeligadas a desgarres y cataclasis.

El plutnico de Limbani se le asigna una edad de 230 10 Ma., valor que se haobtenido utilizando el mtodo de U-Pb (Lancelot y Laubacher), lo que nos da una edad deemplazamiento del plutn de Limbani en el Permiano superior.

Es un intrusivo de forma triangular asociado con otros pequeos cuerpos adyacen-

tes, que en conjunto ocupan una rea de 150 Km2

, (Foto N 44), probablemente en profun-didad est relacionado al plutn de Limbani, muestra una gradacin de granodiorita amonzogranito.

En textura es similar a las rocas de Coasa siendo de grano grueso y textura rapakivi.Los granitos de Aricoma contienen biotitas como unica fase mfica mientras que la muscovitaprimaria no se observa.

A estos plutones se les caracteriza por la ilmenita y su fase de xidos, por lo tantocorresponde a las series de ilmenitas de Ishihara (1977-1983).


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Se observa granos euhedrales a subhedrales y las inclusiones libres slo en cantida-

des trazas, excepto para raros cristales euhedrales de apatita.

En seccion delgada se tiene a un cuarzo monzodiorita de textura granular hipidiomorfica,con minerales esenciales de plagioclasas, cuarzo, feldespatos y minerales acccesorios debiotita, anfiboles, arcillas, sericita, opacos, cloritas, epidota, zircon etc. (Foto N 45),

La edad que se asigna a este plutn usando los mtodos de K-Ar es de 211 a 217Ma (Kontak et al. En prensa). Dalmayrac et al. (1980) presenta en forma preliminar unaedad de 234 9 Ma. usando el mtodo de U_Pb.

Este cuerpo plutnico despierta gran inters ya que presenta zonas con alteraciones

hidrotermales, especficamente tenemos emplazada la mina Sarita, con ocurrencias de Cu-W-Mo-Sn, que estn asociados con el batolito de Carabaya descritos por Robertson (1978),guerrero (1980), candiotti y gerrero (1983), y Kontak (1985).

Cuerpos intrusivos que se describen como microdioritas, se emplazan al NE de Cru-cero cerca de la mina Santa Ana y aledao a la laguna Anjococha afectando principalmentea rocas del Paleozoico superior tales como Grupo Ambo, Grupo Tarma y Grupo Copacabana((Foto N 46), texturalmente presenta pequeos cristales de color verdusco adems muestrauna ligera cloritizacin, sericitizacin, dbil argilitizacin y una incipiente epidotizacin.

En seccin delgada se observa un textura granular hipidiomrfica, con minerales esen-ciales de plagioclasas y cuarzo, de igual manera minerales accesorios como cloritas, sericita,feldespatos, arcillas, carbonatos, opacos epidota, muscovita, rutilo, biotita etc. adems pre-senta alteraciones de cloritizacin, sericitizacin de dbil a moderada argilitizacin,carbonatacin. Foto N 47.

El aspecto que presenta es macizo con un fuerte diaclazamiento perpendicular, este

cuerpo es importante ya que en reas aledaas se ubican minas a las cuales se le atribuye suorigen. Las zonas mineralizadas por lo general son polimetlicas, con presencia de chalcopiritapirita y en las calizas se observa galena y esfalerita.

La edad que se presume para estos cuerpos intrusivos es cretcica posiblementeentre 74.4 a 83.8 Ma. que es la edad de la mineralizacin de la mina Santa Ana.


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El desarrollo estructural en el rea de estudio esta ntimamente relacionados al cicloevolutivo de la tectnica hercnica y tectnica andina; estos movimientos tectnicos han con-

trolado la sedimentacin y deformacin de las unidades mayormente paleozoicas y conse-cuentemente mesozoicas las que evidencian una sobreimposicin de estas fases tectnicas.

De acuerdo a estas caractersticas se han determinado cuatro zonas estructurales enfuncin del grado de deformacin y el control estructural las que estan intimamente relaciona-das a las fases tectnicas ocurridas a travs del tiempo.( Fig. N 13)

Extendida ampliamente en la Cordillera Oriental y altiplano siendo catalogada comouna fase de plegamiento intenso acompaado de fuerte fracturamiento y deformacin,desarrollandose esfuerzos de naturaleza compresiva. La edad asumida para este eventotectnico es a finales del Devnico superior o Misisipiano basal marcando el paso delpaleozoico inferior al paleozoico superior.

En el rea en estudio las estructuras que evidencian a esta fase se situan hacia elextremo NE del rea del cuadrngulo, desarrollandose en unidades del paleozoico inferior(Gpo. San Jos, Fms Sandia y Ananea), varias fases deformativas dando lugar ha ciertogrado de foliacin paralelo y sub paralelo a la estratificacin acompaado de un metamorfismoepizonal, observada a 1.5 Kms. al NE de la localidad de Jatuntiana, y en el Norte en lasproximidades a la localidad de Minoni; igualmente ligada a esta deformacin se tieneanticlinales, sinclinales tumbados y apretados simtricos observados en el tramo Patambuco-Caiputo; fallamientos de tipo inverso son reconocidos al NE del cuadrngulo pasando porlas localidades de Corcora, Chanjoromani y en la ruta Cuyo Cuyo-Sandia.

En la ruta de Patambuco Caiputo en la Formacin

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