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ÍNDICE
INTRODUCCIÓN
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RESUMEN
4
OBJETIVOS
5
OBJETIVO GENERAL
OBJETIVOS ESPECÍFICOS
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I. GEOMORFOLOGÍA SUBMARINA
6
1.1. ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE LOS LÍMITES CONSTRUCTIVOS
1.1.1. FONDO SUBMARINO
1.1.2. EL RELIEVE DE LA REGIÓN PELÁGICA.
1.1.3. LA PLATAFORMA CONTINENTAL
1.1.4. TALUD CONTINENTAL.
1.1.5. BORDE CONTINENTAL.
1.1.6. ESTRUCTURA DE LAS DORSALES OCEÁNICAS.
1.1.7. EL RELIEVE DE LA ZONA ABISAL.
1.1.8. LAS FOSAS OCEÁNICAS.
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II. CICLOS TECTÓNICOS
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2.1.
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CICLO DE WILSON
III. CLASIFICACIÓN DE LAS ETAPAS GEOTECTÓNICAS
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3.1. CONSTITUCIÓN DEL LECHO OCEÁNICO
3.1.1. FOSAS SUBMARINAS
3.1.2. LLANURAS ABISALES
3.1.3. MONTES SUBMARINOS, GUYOTS Y LLANURAS OCEÁNICAS
3.2. CUENCAS OCEÁNICAS
3.3. ORIGEN DE LA LITOSFERA OCEÁNICA
3.3.1. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
3.3.2. ESTRUCTURA DE LA CORTEZA OCEÁNICA
3.4. RUPTURA CONTINENTAL: EL NACIMIENTO DE UNA CUENCA OCEÁNICA
3.4.1. EVOLUCIÓN DE UNA CUENCA OCEÁNICA
3.5. DESTRUCCIÓN DE LA LITOSFERA OCEÁNICA
3.5.1. PLACAS EN SUBDUCCIÓN: LA DESAPARICIÓN DE UNA CUENCA OCEÁNICA
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21
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IV. APLICACIONES DE LOS MAPAS ISÓPACOS EN EL ESTADIO DE LOS PALEO
RELIEVES SUBMARINOS
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ANÁLISIS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS
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4.1.
4.2.
4.3.
4.4.
DEFINICIÓN DE MAPAS ISÓPACOS
NORMAS PARA LA CONSTRUCCIÓN DE UN MAPA ISÓPACO:
INTERPRETACIÓN
APLICACIONES
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39
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40
V. ANÁLISIS DE CUENCAS PALEÓGENAS –NEÓGENAS DEL PERÚ
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5.1. EVOLUCIÓN TECTÓNICA EN EL PALEÓGENAS - NEÓGENAS EN PERÚ
5.1.1. PALEÓGENO
5.1.2. NEÓGENO
5.2. CUENCA PROGRESO
5.2.1. ESTRATIGRAFÍA
5.2.2. TECTÓNICA REGIONAL
5.2.3. IMPORTANCIA ECONÓMICA
5.3. CUENCA SANTIAGO
5.3.1. UBICACIÓN Y EXTENSIÓN
5.3.2. GEOGRAFÍA
5.3.3. ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA SANTIAGO
5.3.4. EVOLUCIÓN DE LA CUENCA SANTIAGO
5.4. CUENCA DEL MARAÑÓN
5.4.1. DESCRIPCIÓN GENERAL
5.4.2. GEOLOGÍA REGIONAL
5.4.3. SISTEMA PREANDINO
5.4.4. SISTEMA ANDINO
5.5. CUENCA DE TALARA
5.5.1. UBICACIÓN Y LÍMITES:
5.5.2. FORMACIÓN SAN CRISTÓBAL
5.5.3. FORMACIÓN MOGOLLON
5.5.4. FORMACIÓN OSTREA-ECHINO
5.5.5. GRUPO TALARA
5.5.6. SECUENCIA TRANSGRESIVA QUE SELLA LAS BRECHAS TALARA.
5.5.7. FORMACIÓN CHIRA-VERDUN:
5.5.8. FORMACIÓN MIRADOR
5.5.9. FORMACIÓN PLATERITOS
5.5.10. FORMACIÓN MÁNCORA
5.5.11. FORMACIÓN HEATH
5.5.12. EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DE LA CUENCA TALARA:
5.5.13. ANÁLISIS DE LA REGIÓN MÁNCORA
5.5.14. AMAZONÍA CENTRAL (CUENCA UCAYALI)
5.5.15. AMAZONÍA MERIDIONAL (CUENCA MADRE DE DIOS)
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VI. CONCLUSIONES
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VII. BIBLIOGRAFÍA
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INTRODUCCIÓN
El mayor porcentaje de sedimentos que se suele analizar en estudios estratigráficos tienen origen marino,
el grado de conocimiento de las condiciones y procesos a los que están sujetos los materiales marinos
va en relación con los primeros. La investigación oceanográfica en general, como de la Geología Marina,
en particular, sólo se inició seriamente a partir de la Segunda Guerra Mundial, y se enfatizaron
significativamente a partir del Año Geofísico Internacional (1957). Antes de ello, sólo algunos
investigadores dispersos en Estados Unidos (D. Johnson, F.P. Shepard, M. Ewing) y en Europa (C.
Darwin, J. van Been) dedicaron sus esfuerzos al mar.
El océano como mayor estructura de la Tierra, cubre más del 70 por ciento de la superficie de nuestro
planeta. Uno de los principales motivos por los que la hipótesis de la deriva continental de Wegener no
se aceptó cuando fue propuesta por primera vez fueron los pocos conocimientos que se tenían del fondo
oceánico. Hasta el siglo xx, los investigadores utilizaban cuerdas lastradas para medir la profundidad.
Mar adentro, la realización de estas mediciones de profundidad, o sondeos, se prolongaba durante horas
y podía ser muy imprecisa.
Con el desarrollo de nuevas herramientas marinas tras la II Guerra Mundial, nuestro conocimiento
acerca de la variada topografía del suelo oceánico aumentó rápidamente. Uno de los descubrimientos
más interesantes fue el sistema global de dorsales oceánicas. Esta gran estructura elevada, que se sitúa
entre 2 y 3 kilómetros por encima de las cuencas oceánicas adyacentes, es la estructura topográfica más
grande de la Tierra.
En la actualidad sabemos que las dorsales marcan los bordes divergentes o constructivos de las placas,
donde se origina la nueva litosfera oceánica. También sabemos que las profundas fosas oceánicas
representan los límites convergentes de placas, donde la litosfera oceánica se subduce hacia el interior
del manto. Dado que el proceso de la tectónica de placas crea corteza oceánica en las dorsales
centrooceánicas y la consume en las zonas de subducción, la corteza oceánica está renovándose y
reciclándose de una manera continua.
Los eventos tectónicos son intervalos cortos de tiempo de aceleración o disminución de la actividad
tectónica de una región amplia, que implican cambios relativos del nivel del mar locales, por efecto de
hundimientos y/o levantamientos de áreas concretas. Estos movimientos tectónicos pueden producir,
además, cambios generalizados del nivel del mar (cambios tectono-eustáticos) reconocibles en regiones
muy distantes entre sí, como consecuencia de etapas de formación de nuevas montañas o etapas de
crecimiento anómalo de las dorsales centro-oceánicas.
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RESUMEN
La mayoría de los océanos poseen una estructura común, creada por varios fenómenos físicos,
mayoritariamente del movimiento de las placas tectónicas y sedimentos de varias fuentes. La estructura
de los océanos, comenzando a partir de los continentes, se inicia con la plataforma continental, el talud
continental, que es una zona previa al océano profundo, hasta llegar a la llanura abisal. Existen diversos
accidentes en el fondo oceánico que provienen en su mayoría de relieves residuales de origen volcánico
o tectónico, como las islas volcánicas, que fueron erosionados en la superficie y/o hundidos por la
subsidencia con la expansión de las placas oceánicas.
La dorsal oceánica es una franja montañosa que atraviesa todos los océanos entre los continentes, la cual
generalmente es acompañado de un valle central, que viene a constituir una especie de fosa tectónica
que se va separando a medida que pasa el tiempo geológico. Así, el fondo oceánico se va ampliando a
lo largo de las dorsales (por la divergencia o separación a ambos lados de esas dorsales) y ese
movimiento expansivo de las placas oceánicas es contrarrestado en los bordes al encontrarse con una
placa continental que frena su avance, produciéndose una fosa oceánica a lo largo de la línea de
convergencia. Así, las fosas oceánicas, vienen a ser una buena prueba del desplazamiento de las placas:
estas fosas se ubican entre las placas oceánicas que se van hundiendo y las placas continentales que se
levantan formando cordilleras, como sucede con la Cordillera de Los Andes en América del Sur. De
hecho, la larga cordillera de Los Andes se ha venido formando por el empuje de la placa del Océano
Pacífico, por lo que junto a dicha cordillera, a poca distancia de la costa, se presenta una profunda fosa,
con lo que la diferencia de altitud entre el punto más profundo de la misma y la cima del Aconcagua
viene a ser de más de 15 km.
Las islas volcánicas son creadas por la actividad volcánica, entrando en erupción periódicamente,
muchas veces se presentan cuando las placas tectónicas se mueven sobre el punto eruptivo llamado
punto caliente formándose un rosario de islas en una dirección determinada, siendo la más reciente la
que se encuentra sobre dicho punto caliente y las más antiguas las que se encuentran más alejadas. En
áreas con actividad volcánica y las fosas oceánicas, existen respiraderos hidrotermales, los cuales liberan
una gran cantidad de presión, agua caliente y químicos al agua fría de la zona abisal lo cual genera la
existencia de una fauna abisal con propiedades bio-luminiscentes.
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OBJETIVOS
OBJETIVO GENERAL

Teorizar, analizar y comprender ítems y aspectos relacionados al origen y evolución
de los fondos submarinos.
OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Lograr la comprensión y entendimiento de la dinámica tectónica en los fondos
submarinos y modelamiento del mismo.

Analizar y comprender los distintos ciclos tectónicos formadores del relieve
submarino.

Teorizar y comprender la aplicación de los mapas isopacas en el estudio del paleorelieve submarino.

Desarrollar teóricamente los distintos relieves submarinos, su origen y evolución
presentes en los fondos submarinos.
ANÁLISIS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS
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I.
1.1.
GEOMORFOLOGÍA SUBMARINA
ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE LOS LÍMITES
CONSTRUCTIVOS
Un límite constructivo se suele originar bajo corteza continental. Básicamente consiste en la rotura
en dos de una célula convectiva de la Manto.
En primer lugar, una masa caliente de la Manto asciende, produciendo un abombamiento en la
superficie de la corteza. Cuando esta corriente empieza a divergir, las tensiones que genera en el
continente hacen que se agriete y deje escapar magma, originándose un gran valle con actividad
volcánica. Esta es la situación actual del Valle del Rift en África (la zona de los Grandes Lagos).
Imagen N° 01: Origen de límites constructivos y evolución del proceso
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Al continuar las tensiones, se llega a romper la corteza continetal, fenómeno conocido como ruptura
continental, capaz de explicar la fragmentación de Pangea que definiera Wegener en 1912. Entre los dos
bloques continentales, se forma corteza oceánica, con una dorsal en medio. Esta situación se corresponde
con el actual Mar Rojo.
Una vez formada la dorsal, el funcionamiento de ésta va creando corteza oceánica continuamente, con
lo que la nueva va empujando a preexistente, dando lugar a la expansión del fondo oceánico y como
consecuencia, la separación de los dos bloques continentales, es decir a la Deriva Continental. Esta es
la situación del océano Atlántico actual.
Cuando la apertura del océano sobrepasa unos límites, se puede fracturar la corteza oceánica, iniciándose
un nuevo límite convergente, es decir una fosa.
1.1.1. FONDO SUBMARINO
En las oscuras y frías profundidades oceánicas se producen, apenas advertidas, el 85 por ciento de
las erupciones volcánicas de la Tierra. Aunque oculto, el fenómeno reviste suma importancia: los
volcanes submarinos generan los sólidos contrafuertes de los océanos del planeta, placas de roca
de siete kilómetros de espesor. A principios del decenio de los sesenta, la geofísica empezó a
plantearse el ardiente origen del fondo marino, la corteza oceánica. Los sonares revelaron que los
volcanes submarinos formaban cadenas montañosas, sin solución de continuidad casi, a lo largo de
todo el globo, distribuidas cual costuras de una pelota de béisbol. Más tarde, los esfuerzos se
centraron en explicar qué era lo que alimentaba esas cadenas de montañas eruptivas o dorsales
oceánicas. Las teorías principales sugerían que, dado que la corteza oceánica se alejaba de las
dorsales, el material caliente del interior rocoso de la Tierra debía ascender para rellenar el vacío
resultante. Sin embargo, el origen exacto de la lava y el modo en que ésta viaja hasta la superficie
han sido un misterio durante largo tiempo.
ANÁLISIS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS
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Imagen N° 02: Origen y evolución del fondo submarino
1.1.2. EL RELIEVE DE LA REGIÓN PELÁGICA.
A 200 metros siguen ciertas zonas de transición (hasta 2000 m), viniendo luego un escalón
brusco y profundo, que es el límite de la región pelágica, con ahondamientos comprendidos
entre los 2000 y los 6000 metros. Esta es la de más amplio desarrollo en los océanos. En esta
zona los depósitos son ya escasos, muy finos y uniformes, consistiendo en cienos y arcillas,
que según su color, origen y composición química, se clasifican en distintos tipos. En tales
profundidades abundan también los depósitos de origen orgánico, como los cienos de
globigerinas, pterópodos, radiolarios, etc.
Imagen N° 03: Sistema pelágico en los fondos submarinos
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1.1.3. LA PLATAFORMA CONTINENTAL
Es la primera provincia del borde externo del margen continental y se encuentra después
de la zona costera, hacia el mar. Con el avance y retroceso de la línea de costa, las
características de las plataformas han cambiado; unas son de tipo continental y otras
totalmente submarinas.
Éstas plataformas que son muy diversas, resultan más irregulares en las regiones
tropicales que en las zonas frías. Están conformadas por procesos de sedimentación y
por la actividad de organismos sedentarios como los corales. En la costa del Océano
Pacífico de América del Norte, la plataforma es reducida, puesto que allí existen fuertes
corrientes. En la Sonda de Campeche, situada en el Golfo de México y en donde el
movimiento de las aguas oceánicas es mínimo, se encuentra muy extendida. En la
desembocadura de los grandes ríos, que son áreas de sedimentación, alcanzan grandes
dimensiones. Se considera que la plataforma más ancha del mundo es la del Mar de
Barents en el Océano Artico, que tiene 1 000 kilómetros de longitud. La extensión
promedio de las plataformas continentales mundiales es de 200 a 600 metros, y su
profundidad media es de 150 a 200 metros.
1.1.4. TALUD CONTINENTAL.
Escarpadura o escarpa continental. La extensión del talud varía dependiendo del océano en
que se encuentre. Tiene una pendiente más pronunciada que la anterior y se sitúa entre los
200 hasta 3.000 metros de profundidad aproximadamente.
1.1.5. BORDE CONTINENTAL.
Se encuentra en la parte final del talud y marcaría el límite con los fondos oceánicos.
1.1.6. ESTRUCTURA DE LAS DORSALES OCEÁNICAS.
Su progresivo conocimiento está aportando datos importantes sobre la dinámica de la corteza
terrestre. Un corte transversal de una dorsal típica muestra que está formada por dos alineaciones
montañosas de varios centenares de kilómetros de anchura, separadas por una fosa que ocupa el
eje axial de la dorsal y que presenta una anchura de 20-50 kilómetros. Longitudinalmente, las
dorsales están formadas por segmentos rectilíneos desplazados unos respecto a otros y
separados por fallas, las llamadas fallas de transformación, de dirección perpendicular a la de la
dorsal. El funcionamiento de dichas fallas, provocando el desplazamiento de los sectores o
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bloques que delimita, es la causa principal de los numerosos movimientos sísmicos cuyos focos
se localizan en las dorsales.
1.1.7. EL RELIEVE DE LA ZONA ABISAL.
Está poco desarrollada y puede ser considerada como el reverso de los macizos de gran altura
en los continentes. Por lo general, relacionada con las zonas de máxima altitud, fenómeno de
mucha importancia para la explicación de las grandes depresiones y roturas o geoclasas. Por su
poca extensión y extraordinaria hondura se las denomina fosas. Las principales son:
1. El abismo Emden, en Filipinas, de 10.793 metros
2. El de Rampao, en el archipiélago oceánico de Bonín, de 10.660 metros
3. El de Nero, en las islas Marianas, de 9.636 metros
4. La fosa de Japón, de 9.435 metros
5. El abismo de Aldrich, en las islas Kermadek, de 9427 metros
6. La fosa de Tonga, de 9.184 metros
7. El abismo Planet, en las islas Salomón, de 9.148 metros
Todos ellos se encuentran en el Pacífico. En el Atlántico Norte está la fosa de Puerto Rico, que
alcanza 8.821 metros. En las islas Sandwich del Sur, en aguas australes, hay una fosa de 8.091
metros. En estas profundas zonas sólo existe la arcilla de los grandes fondos, de origen mineral
y de color rojo, cuya formación parece debida a la descomposición de los silicatos de origen
eruptivo.
1.1.8. LAS FOSAS OCEÁNICAS.
Son las regiones marinas donde se alcanzan las mayores profundidades. Están
íntimamente relacionadas con las zonas de subducción de las placas y sólo aparecen en
los márgenes continentales activos o de tipo pacífico. Las dorsales oceánicas son
alineaciones de relieves submarinos desplegadas a modo de cordilleras sumergidas, de
varios miles de kilómetros de longitud y con alturas de 1500-2500 metros sobre las
llanuras abisales oceánicas. La primera dorsal descubierta y estudiada fue la dorsal
medio-atlántica, que se extiende desde Islandia hasta el sur del océano Atlántico,
dividiendo a éste en dos mitades bastante simétricas. Dicha dorsal se continúa por el sur
de África con la dorsal índica, la cual a su vez está estrechamente relacionada con el
sistema de fosas tectónicas (rifts valleys) de Africa oriental. La dorsal del océano Índico
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continúa por el sur de Australia con la dorsal del océano Pacífico. Las dorsales
conocidas hasta la actualidad presentan una longitud de más de 60.000 kilómetros.
Hay también profundos abismos en los que el Gran Cañón sería un simple barranco. Las fosas,
todas ellas localizadas a lo largo de archipiélagos, tienen, en conjunto, un área de un 1% del
suelo oceánico. Esto puede no parecer mucho, pero en realidad equivale a la mitad del área de
los Estados Unidos, y las fosas contienen 15 veces más agua que todos los ríos y lagos del
mundo. La más profunda de ellas está situada en el Pacífico. Estas fosas se hallan a lo largo de
los archipiélagos de Filipinas, Marianas, Kuriles, Salomón y Aleutianas. Existen también otros
grandes abismos en el Atlántico, cerca de las Indias Occidentales y en las islas Sandwich del
Sur, y uno en el océano Indico, junto a las Indias Orientales (Isaac Asimov)
Cuadro N° 01: Listado de fosas oceánicas en el mundo
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Imagen N° 04: Morfología de los fondos submarinos
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II.
2.1.
CICLOS TECTÓNICOS
CICLO DE WILSON
Se considera que a lo largo de la historia de la Tierra este ciclo se ha completado en cinco ocasiones,
precedido por una tectónica de miniplacas, hace entre 2.800 y 2.500 millones de años. Esta es la época
en la que se formaron las grandes extensiones de granitos.
Los supercontinentes se disgregarán y se unirán en varias ocasiones:
Hace 2.100 millones de años (Pangea I),
Entre 1.800-1.600 millones de años (Pangea II),
Hace 1.100 millones de años (Pangea III).
Y hace 600 millones de años se formó Pangea IV que sufrió un ciclo de Wilson completo hasta
formar, hace 250 millones de años Pangea V que comenzaría el ciclo actual. Pangea V se corresponde
con el Pangea que imaginó Wegener.
Según esto los supercontinentes se forman cada 400 a 500 millones de años, y un punto caliente es
capaz de romper un continente en 100 millones de años.
Algunos autores piensan que este ciclo es un modelo más que una realidad, y que los grandes
supercontinentes no están unidos al mismo tiempo nunca, sino que se agregan y se disgregan partes en
diferentes momentos de la historia de la Tierra , más o menos próximas. Esto es debido a que los
puntos calientes se pueden producir bajo la corteza oceánica, y no necesariamente bajo los continentes
más grandes, ni en su centro, que es donde menos cambios de temperatura se producen. En la
actualidad los puntos calientes más activos están en las islas Canarias, Cabo Verde y en el parque de
Yelowstone entre otros.
Es muy probable que, mientras en algún lugar esté ocurriendo disgregación, en otra ocurre agregación,
e incluso mientras está chocando una placa contra otra, en el interior de una de esas placas se está
formando un nuevo rift que rompa y separe otras placas. Esto es lo que parece estar ocurriendo en la
actualidad en la placa africana que se separa a lo largo de la dorsal del Índico empujando hacia el
continente africano pero también se separa a lo largo del valle del Rift, empujando el continente
africano hacia el Índico.
Aunque el ciclo de Wilson otorga una importancia excesiva a los continentes, es un modelo que debe
ser considerado con interés.
El principal problema que no resuelve la teoría es, cómo se producen las corrientes convectivas, cuáles
son las irregularidades en el manto, o en el núcleo, qué permite que en un determinado punto la
temperatura sea mayor (o menor) que en su entorno.
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Imagen N° 05:Situaciones tectónicas relacionadas con el ciclo de Wilson
Básicamente el ciclo comienza en un antiguo continente que sufre una rotura con formación de un
rift continental (1).
Cada segmento de ese continente se transforma en una nueva placa independiente que crece
mediante la incorporación de nueva litosfera con formación de una dorsal (2).
Al separarse las dos placas aparece y crece un nuevo océano (fase oceánica) (3).
A cierta distancia de la dorsal puede romperse la unión de la nueva litosfera oceánica y formarse
una zona de subducción, que ahora irá consumiendo litosfera (4)(5).
El océano generado por la rotura del antiguo continente puede desaparecer colisionando las dos
masas que al principio del ciclo formaban una unidad (colisión) (6).
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Imagen N° 06: Eventos tectónicos en el ciclo de Wilson
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III.
3.1.
CLASIFICACIÓN DE LAS ETAPAS GEOTECTÓNICAS
CONSTITUCIÓN DEL LECHO OCEÁNICO
Las regiones de difusión ininterrumpida de la corteza oceánica ocupan cerca de dos tercios de toda la
superficie de la litosfera. Como principal fuente de información sobre la estructura del fondo oceánico
sirven, además de la batimetría, los datos de la Geofísica; del sondeo sísmico profundo, de la sismo
perfilación continua, del levantamiento magnético, del levantamiento gravimétrico en el fondo, del
estudio del flujo calorífico
Como frontera natural entre los bloques continentales y oceánicos sirve el escalón del talud
continental, que es el rasgo más eminente tanto del relieve de la superficie terrestre, como de la
estructura de la corteza terrestre. Con un ancho de sólo de 15 a 50 km, el talud continental tiene una
extensión total de 350 mil km, una altura media del orden de 3,5 km y un declive de 2-6° (en
comparación con el 0°07' de la plataforma continental), que a trechos llega a ser de 40-45°.
En una gran parte de su altura hasta las profundidades de 2-3 km el talud continental descansa sobre la
corteza continental, que se substituye bruscamente por la oceánica, como se ha establecido en
particular a la costa del África Occidental. Con esto, la segunda capa, granítica, de la corteza
continental se empalma al mismo tiempo con la segunda y tercera capas de la corteza oceánica. La
segunda capa de la corteza oceánica, según los resultados del sondeo, que ha penetrado en ésta a la
profundidad de espesor medio en los océanos Atlántico y Pacífico, está constituida por mantos de
basaltos toleíticos intercalados con capas delgadas de cienos nanno-foraminiferos. La tercera capa, de
acuerdo con los datos obtenidos mediante el dragado, está integrada por rocas del tipo de gabro,
diabasas, alternantes en la parte inferior con piroxenitas y peridotitas, las cuales con frecuencia
resultan metamórficas en las facies de esquistos verdes
y anfibolitas.
Figura. Secuencia ofiolitica
De arriba hacia abajo:
1. Sedimentos pelágicos (carbonatados/silíceos) a clásticos
2. Basaltos almohadillados: piso oceánico
3a. Complejo de diques basálticos
3b. Gabro estratificado cristalizado en paredes de cámara
magmática
4. Rs. ultramáficas Dunita/ Peridotita fracción residual del fondo
de cámara magmática
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Entre el margen continental y el sistema de dorsales oceánicas se encuentran las cuencas oceánicas
profundas. El tamaño de esta región (casi el 30 por ciento de la superficie terrestre) es aproximadamente
comparable al porcentaje de la superficie que está por encima del nivel del mar. En esta zona existen
regiones notablemente planas, conocidas como llanuras abisales; picos volcánicos elevados, llamados
montes submarinos y guyots; fosas submarinas, que son depresiones lineales extremadamente profundas
del fondo oceánico, y grandes provincias basálticas de inundación llamadas mesetas oceánicas.
Imagen N° 07: Principales divisiones topográficas del Atlántico Norte
Principales divisiones topográficas del Atlántico Norte y perfil topográfico desde Nueva Inglaterra hasta la costa de África
del Norte.
3.1.1. FOSAS SUBMARINAS
Las fosas submarinas son franjas largas y relativamente estrechas, que constituyen las partes más
profundas del océano (Tabla 13.1). Muchas de las fosas están localizadas a lo largo de los bordes del
océano Pacífico (Figura 13.8), donde muchas superan los 10.000 metros de profundidad. Sólo hay dos
fosas en el océano Atlántico: la fosa de Puerto Rico, adyacente al arco de las Antillas Menores, y la fosa
de las Sandwich del Sur.
Aunque las fosas submarinas representan sólo una porción pequeña del área del fondo oceánico, son
estructuras geológicas muy significativas. Las fosas son puntos de convergencia de placas donde las
placas litosféricas subducen y se hunden de vuelta hacia el manto. Además de los terremotos, creados
cuando una placa «roza» otra, también la actividad volcánica está asociada a esas regiones. Recordemos
que la liberación de volátiles, en especial agua, desde una placa descendente desencadena la fusión en
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la cuña de la astenosfera situada por encima de ella. Este material migra lentamente hacia arriba y
produce actividad volcánica en la superficie. Por tanto, suele haber una hilera de volcanes activos en
forma de arco, denominada arco de islas volcánicas, paralela a las fosas. Además, los arcos volcánicos
continentales, como los que constituyen parte de los Andes y la cordillera Cascade, son paralelos a las
fosas que se encuentran adyacentes a los márgenes continentales. La gran cantidad de fosas y la actividad
volcánica asociada a lo largo de los bordes del océano Pacífico explica por qué la región se conoce como
el Anillo de Fuego.
Tabla. Dimensiones de fosas oceánicas
La sedimentación en las fosas están dominadas por fangos pelágicos y lodos hemipelágicos. Turbiditas
y otros depósitos de abanico son frecuentes
Se pueden reconocer 4 facies:
– Facies pelágica: compuesta por material depositado por asentamiento dentro de la columna de agua.
Los rangos de acumulación son bajos (2-5 m/ma)
– Facies terrígena: sedimentos hemipelágicos depositados por el asentamiento de partículas
limoarcilla, junto a depósitos turbiditicos finos (175 m/ma)
– Facie de cuña: arenas y limos turbidíticos con estratificación horizontal. (300-3000 m/ma). Se
separan de los depósitos pelágicos por una discordancia angular.
– Facies de abanico: procesos similares a los de la facies de cuña. Son abanicos chatos con forma de
cono, formados en la parte exterior del talud (940 m/ma)
3.1.2. LLANURAS ABISALES
Las llanuras abisales (a = sin; byssus = parte inferior) son estructuras profundas increíblemente planas;
de hecho, es probable que esas regiones sean los lugares más horizontales de la Tierra. La llanura
abisal situada cerca de la costa de Argentina, por ejemplo, tiene un relieve inferior a 3 metros a lo
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largo de una distancia superior a 1300 kilómetros. La monótona topografía de las llanuras abisales está
interrumpida ocasionalmente por la cima de una estructura volcánica parcialmente enterrada.
Mediante la prospección sísmica, se ha determinado que las llanuras abisales deben su topografía
relativamente carente de rasgos a las grandes acumulaciones de sedimentos que han enterrado un fondo
oceánico por lo demás escarpado. La naturaleza de los sedimentos indica que esas llanuras consisten
fundamentalmente en Sedimentos transportados mar adentro por las corrientes de rurbidez, depósitos
que han precipitado fuera del agua marina y caparazones y esqueletos de organismos marinos
microscópicos.
Las llanuras abisales se encuentran en todos los océanos. Sin embargo, el océano Atlántico tiene las
llanuras abisales más extensas porque tiene pocas fosas que actúen como trampas para los sedimentos
transportados desde el talud continental.
3.1.3. MONTES SUBMARINOS, GUYOTS Y LLANURAS OCEÁNICAS
Los suelos oceánicos están salpicados de volcanes en escudo denominados montes submarinos, que
pueden elevarse centenares de metros por encima de la topografía circundante. Se ha calculada que hay
entre 22 000 y 55 000 montes submarinos en la superficie del fondo oceánico, de los cuales menos de 2
000 son activos. Aunque estos picos cónicos se han encontrado en todos los océanos, el mayor número
se ha identificado en el Pacífico. Además, los montes submarinos suelen formar cadenas lineales o, en
algunos casos, una dorsal volcánica más continua, que no debe confundirse con las dorsales
centrooceánicas.
Algunas dorsales, como la cadena de montes submarinos de Hawaii-Emperador en el océano Pacífico,
que se extiende desde las islas Hawaii hasta la fosa de las Aleutianas, se forman encima de un punto
caliente volcánico asociado con una pluma del manto. Otras nacen cerca de las dorsales oceánicas,
bordes divergentes en los que las placas se separan. Si el volcán crece lo suficiente antes de que el
movimiento de las placas lo aleje de la fuente magmática, la estructura emerge en forma de isla.
Ejemplos de islas volcánicas en el Atlántico son las Azores, Ascensión, Tristán da Cunha y Santa Elena.
Durante la época en la que existen como islas, algunos de esos volcanes son erosionados hasta alcanzar
un relieve plano próximo al nivel del mar por la acción de la meteorización, los procesos gravitacionales,
las olas y el agua superficial. A lo largo de un período de millones de años, las islas se van hundiendo y
desaparecen bajo la superficie del agua de una manera gradual a medida que el movimiento de las placas
las van separando lentamente de la dorsal oceánica o el punto caliente donde se originaron. Esos montes
submarinos sumergidos de cúspide plana, se denominan guyots.
Las plumas del manto también generan grandes llanuras oceánicas, que se parecen a las provincias
basálticas de inundación que se hallan en los continentes. Ejemplos de estas extensas estructuras
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volcánicas son las llanuras de Ontong Java y del Caribe, que se formaron a partir de grandes emisiones
de lavas basálticas fluidas sobre el fondo oceánico. Por consiguiente, las llanuras oceánicas están
compuestas, principalmente, de basalto almohadillados y otras rocas máficas que en algunos casos
superan los 30 kilómetros de grosor.
3.2.
CUENCAS OCEÁNICAS
Son las cuencas sedimentarias localizadas dentro de una misma placa, en las que el substrato es de
corteza oceánica y cuyos límites son dorsales y/o fosas. En unos casos la cuenca oceánica ocupa toda
la placa desde la dorsal a la zona de subducción (p.ej. placas pacífica, de Nazca, de Filipinas y de
Cocos), mientras que en otros se sitúan desde la dorsal hasta el límite del margen continental.
Los límites de las cuencas oceánicas en las placas en las que el substrato en su totalidad es de corteza
oceánica son muy claros, ya que coinciden con los de la propia placa (dorsales y fosas). Por el
contrario, en las placas en las que hay continentes y océanos, con sus márgenes continentales, resulta
problemático marcar el límite entre los márgenes continentales y la cuenca oceánica ya que hay una
transición entre ambos. Como criterio convencional se puede decir que el margen llega hasta donde
alcanzan los depósitos turbidíticos y los lodos terrígenos, mientras que la cuenca oceánica ocupa el
área donde domina la sedimentación eupelágica (fangos y arcilla roja abisal).
De acuerdo con la dinámica de movimiento de las placas, la corteza oceánica del substrato se va
renovando constantemente por los efectos de la acreción y la desaparición cortical, con una tasa del
orden de algunos centímetros al año, lo que contrasta muy fuertemente con la tasa de sedimentación en
las mismas (del orden de pocos milímetros/mil años). Debido a este movimiento horizontal continuo
las cuencas tienden a permanecer como cuencas oceánicas durante tiempo prolongado, aunque las
dimensiones de las mismas cambian con frecuencia, siempre que no coincidan los valores de la tasa de
crecimiento cortical y de la tasa de desaparición cortical en las zonas de subducción.
El depósito en las cuencas oceánicas es de materiales pelágicos con facies muy uniformes en regiones
muy amplias. Las unidades litoestratigráficas son laminares o tabulares con terminaciones en cuña
hacia el borde de la dorsal. La edad de los materiales sedimentarios será la comprendida entre la
actualidad (fondo oceánico) y la de la corteza oceánica infrayacente, la cual de acuerdo con el
mecanismo de la tectónica global será más moderna en las proximidades de las dorsales y más antigua
en las proximidades de las fosas. En todos los casos la potencia del conjunto de los sedimentos será
muy escasa, debido a la reducidísima tasa de sedimentación antes indicada.
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Imagen N° 08: Cuencas oceánicas. Mapa
geológico simplificado del Pacífico.
Mapa geológico simplificado del Pacífico
en el que se indica la edad del sedimento
más antiguo en cada punto y de la corteza
oceánica infrayacente (según Debelmas y
Másele, 1989). Leyenda: J.- Jurásico. Ci.Cretácico inferior. Cs.- Cretácico
superior. Pg.- Paleógeno. Ng.- Neógeno.
PS.- Pleistoceno. T.-Terciario
indiferenciado.
3.3.
ORIGEN DE LA LITOSFERA OCEÁNICA
Las dorsales oceánicas representan los bordes constructivos de placa en los que se origina nueva
litosfera oceánica. De hecho, el mayor volumen de magma (más del 60 por ciento del total de la
producción anual de la Tierra) se genera a lo largo del sistema de dorsales oceánicas en asociación con
la expansión del fondo oceánico. Conforme las placas divergen, se crean fracturas en la corteza
oceánica que se llenan inmediatamente de roca fundida que asciende, procedente de la astenosfera
caliente inferior. Este material fundido se enfría lentamente y se convierte en roca sólida, produciendo
nuevas capas de suelo oceánico. Este proceso tiene lugar una y otra vez y genera nueva litosfera que se
aleja de la cresta de la dorsal a modo de cinta transportadora.
3.3.1. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
Sobre la noción de expansión oceánica:
1. La hipótesis fue emitida por R. Dietz (1961) y H. Hess (1962) a partir de la forma de las crestas o
dorsales centro-oceánicas con su rift central de aspecto extensivo, y de la existencia de planos sísmicos
buzando hacia el exterior del Océano Pacífico. Se acostumbran a denominar planos de Benioff, del
nombre del geofísico que los puso en evidencia, a estas superficies, lugares geométricos de los focos
sísmicos, que buzan hacia debajo de los continentes marginales o los arcos insulares. Todo ocurría
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como si, por causa de una doble convección a escala del Pacífico, el manto superior, ascendiendo a
nivel del rift central y descendiendo a nivel de los planos de Benioff diera lugar a la corteza oceánica
en el primer caso y la digiriera en el segundo. El proceso, que en este estadio de concepción no tiene
en cuenta directamente el comportamiento de los continentes, se funda en el hecho de que la corteza
oceánica, apenas diferenciada con respecto al manto, vuelve fácilmente a éste.
2. El descubrimiento y posterior interpretación de las anomalías magnéticas a nivel de las dorsales
centro-oceánicas debían conducir a justificar la noción de expansión a nivel de los rifts centrales.
Imagen N° 09: Esquema de la expansión oceánica
(según Hess, 1962).
Este esquema muestra el nacimiento de la corteza y del
manto superior oceánico a nivel de la dorsal central. La
unión todavía no está hecha con el retorno al manto a
nivel de los planos de Benioff peripacíficos (véase fig.
12-16): es un esquema de la expansión oceánica
compatible tanto con la hipótesis de la expansión
generalizada del globo como con la teoría de las placas.
Nótese la sedimentación cada vez más antigua e
importante al alejarse de la dorsal centro-oceánica
(sucesivamente capas 3, 2 y 1).
Estas anomalías fueron interpretadas por Vine y
Matthews (1963) teniendo en cuenta el paleomagnetismo termorremanente. Se recuerda que el campo
magnético terrestre ha sufrido numerosas inversiones en el transcurso de los tiempos y que se ha
establecido una escala. Los autores consideraron que en una primera aproximación cada banda de
anomalías correspondía a otras tantas intrusiones sucesivas de material básico salido del manto, las
unas de cuando el campo paleomagnético era del mismo sentido que el actual (anomalías positivas: la
componente magnética termorremanente se adiciona al campo inducido actual) y las otras de cuando
el campo magnético era de sentido inverso al actual anomalías negativas (la componente
paleomagnética termorremanente se sustrae del campo actual).
Admitido esto, se puede entonces, en función del calendario paleomagnético utilizado, adjudicar una
edad a cada banda de anomalías magnéticas, poniendo así de manifiesto que el fondo de los océanos es
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cada vez más antiguo al alejarnos del rift central. De ello resultan estos mapas donde, paralelamente a
los rifts, se indican las principales anomalías referidas por su número de orden a un calendario
determinado o incluso por su edad absoluta según este calendario.
Imagen N° 10: La edad del fondo oceánico según las anomalías magnéticas (en m.a)
De la misma manera es posible el cálculo de la tasa de expansión -en realidad media tasa, ya que el
fenómeno es válido en los dos lados de la dorsal—, mediante la simple división de la distancia al rift de
una banda de anomalías por la edad de las mismas. Cuando se estudiaron en detalle varios segmentos
del sistema de dorsales oceánicas, se descubrieron numerosas diferencias. Parece que muchas de estas
diferencias están controladas por las velocidades de expansión. Uno de los principales factores
controlados por las velocidades de expansión es la cantidad de magma generado en una zona de rift. En
los centros de expansión rápida, la divergencia se produce a una mayor velocidad que en los centros de
expansión lentos, lo cual tiene como consecuencia una mayor cantidad de magma que asciende del
manto. Por consiguiente, las cámaras magmáticas situadas debajo de los centros de expansión rápida
tienden a ser estructuras mayores y más permanentes que las asociadas con los centros de expansión
más lentos. Además, la expansión a lo largo de los centros de expansión rápida parece ser un proceso
relativamente continuo en el rifting y la corriente ascendente se producen a todo lo largo del eje de la
dorsal. Por el contrario, la fractura en los centros de expansión lenta parece ser más episódica y los
segmentos de la dorsal pueden permanecer dormidos durante extensos períodos de tiempo.
A las velocidades de expansión comparativamente lentas de 1 a 5 centímetros anuales, como sucede en
las dorsales Centroatlántica y Centroíndica, se desarrollan valles de rift prominentes a lo largo de la
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cresta de la dorsal. Recordemos que estas estructuras pueden medir 50 kilómetros de ancho y más de
2.000 metros de profundidad. Aquí, el desplazamiento de grandes fragmentos de corteza oceánica a lo
largo de fallas casi verticales contribuye a la topografía característicamente escarpada de estos valles de
rift. Además, las estructuras volcánicas tienden a formar conos individuales. Por el contrario, en los
centros de expansión rápida, los conos volcánicos tienden a solaparse o pueden incluso desarrollarse en
una dorsal volcánica alargada, produciendo una topografía más suave.
Imagen N° 11: Topografía de la cresta de una dorsal
oceánica.
A. A velocidades de expansión lentas, se desarrolla
un valle de rift prominente a lo largo de la cresta de la
dorsal y la topografía es, en general, accidentada.
B. A lo largo de los centros de expansión rápida, no
se desarrollan valles de rift intermedios y la
topografía es en comparación suave.
A lo largo de la dorsal de las Galápagos y en la sección más septentrional de la dorsal del Pacífico
oriental, la norma es una velocidad de expansión intermedia de 5 a 9 centímetros anuales. En estos
lugares, los valles de rift que se desarrollan son superficiales, con profundidades a menudo inferiores a
los 200 metros, y su topografía tiende a ser suave en comparación con los que exhiben velocidades de
expansión más lentas.
A velocidades de expansión más rápidas (más de 9 centímetros anuales), como las que se producen a lo
largo de la mayor parte de la dorsal del Pacífico oriental, no se desarrollan valles de rift centrales y la
topografía es relativamente suave. Además, dado que la profundidad del océano depende de la edad del
fondo oceánico, los segmentos de dorsal que exhiben velocidades de expansión más lentas tienden a
presentar perfiles más escarpados que las dorsales con velocidades de expansión más rápidas.
3. El análisis de los seísmos que se producen a nivel de las dorsales centro-oceánicas ha permitido
precisar las modalidades de la hipótesis.
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A) Fue J. T. Wilson (1965) el que señaló las particularidades sísmicas de los grandes accidentes
transversales en las dorsales centro-oceánicas. En efecto, en una primera aproximación estos accidentes
parecen simples desgarres bien marcados a nivel de los rifts, pero que se pueden seguir por todo el
océano. Si se tratara de verdaderos desgarres, debería esperarse que los focos sísmicos se dispusieran
sobre toda la longitud de estos accidentes. Pero de esto no hay nada: los focos sísmicos se disponen
únicamente en la parte del accidente comprendido entre las dos partes desfasadas del rift.
Si, por el contrario, se considera que estos accidentes, lejos de desfasar un rift formado previamente, se
originan por el mismo proceso que éste, se llega a un resultado muy distinto: habiendo supuesto que la
tasa de expansión oceánica es la misma a una parte y otra del accidente, se ve inmediatamente que entre
los dos rifts desnivelados el sentido del movimiento relativo de la corteza oceánica es inverso al del
desgarre aparente ; mientras que, más allá de los rifts, por el juego de la igualdad de las tasas de
expansión oceánica, el movimiento de la corteza es del mismo sentido y de la misma velocidad en una
parte y otra del accidente que, de esta manera, puede ser considerado como muerto. Se comprende
entonces que los focos sísmicos se localicen únicamente entre los rifts.
Imagen N° 12:
Figura. Falla de
Desgarre y falla Transformante.
Los puntos blancos son los epicentros
de los terremotos
Estos accidentes así concebidos han sido denominados fallas transformantes por J.T. Wilson, para
distinguirlos de los desgarres.
B) L. R. Sykes (1967) emprendió la verificación de este hecho mediante un nuevo análisis del
mecanismo en los focos de los seísmos centro-oceánicos.
Tal es el resumido que se obtiene, lo que prueba de paso que los seísmos están ligados a rupturas a lo
largo de planos de fallas: en efecto, unos movimientos explosivos o implosivos, en una primera
aproximación isótropos, conducirían a un primer movimiento de compresión (explosión) o de dilatación
(implosión) general en el mundo. Confirmó de esta manera que éstas corresponden a un movimiento
inverso al desgarre aparente; lo que coincide con la hipótesis de J. T. Wilson.
4. El conjunto de estos datos es aplicable de una manera particularmente adecuada al océano
Atlántico, del que conocemos por razones geológicas que su apertura se escalona desde el (Triásico)
Jurásico hasta el Terciario. De una manera muy general, el nacimiento del rift y el juego de las fallas
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transformantes se limitan a la corteza oceánica misma, respetando las masas continentales rotas: puede
verse efectivamente que la mayoría de las fallas transformantes atlánticas no penetran en los
continentes tanto del Antiguo como del Nuevo Mundo.
A pesar de todo, en algunos casos la ruptura parece haber afectado bastante a los continentes mismos
en un período precoz, ya que, en función de la misma noción de expansión, cuanto más cerca está del
continente más antiguo es el fenómeno. Tal podría ser el significado de determinados accidentes
mayores E-O, como el accidente sur-atlásico en Marruecos, o el accidente conocido bajo el nombre de
frente axial de los Pirineos.
3.3.2. ESTRUCTURA DE LA CORTEZA OCEÁNICA
Uno de los aspectos más interesantes de la corteza oceánica es que su grosor y su estructura son
destacadamente uniformes a todo lo largo de las cuencas oceánicas. Los sondeos sísmicos indican que
tiene un grosor medio aproximado de sólo 7 kilómetros. Además, está compuesta casi en su totalidad
por una capa de la roca ultramáfica peridotita, que forma el manto litosférico.
Aunque la mayor parte de la corteza oceánica se forma fuera del alcance de nuestra vista, muy por
debajo del nivel del mar, los geólogos han podido observar la estructura del fondo oceánico. En
localizaciones como Terranova, Chipre, Omán y California, fragmentos de la corteza oceánica han
cabalgado por encima del nivel del mar. A partir de estos afloramientos, los investigadores concluyen
que el fondo oceánico consiste en cuatro capas distintas:
•Capa 1: la capa superior está formada por una serie de sedimentos no consolidados.
•Capa 2: bajo la capa de sedimentos hay una unidad rocosa compuesta principalmente de lavas
basálticas que contienen abundantes estructuras en forma de almohada denominadas basaltos
almohadillados.
•Capa 3: la capa rocosa intermedia está formada por numerosos diques interconectados con una
orientación casi vertical, denominados complejo de diques.
•Capa 4: la unidad inferior está compuesta principalmente por gabros, el equivalente de grano grueso
del basalto, que cristalizó en una cámara magmática debajo del eje de la dorsal.
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Esta secuencia de rocas se denomina complejo ofiolítico (Figura 13). Del estudio de diversos
complejos ofíolíticos y de datos relacionados, se ha deducido el proceso de formación del fondo
oceánico.
Imagen N° 13: La profundidad del océano depende de la
edad del fondo oceánico.
A. Las dorsales que exhiben velocidades de
expansión lentas, como la dorsal Centroatlántica,
tienen perfiles relativamente empinados. B. Las
dorsales como la del Pacífico oriental que tienen
velocidades de expansión rápidas tienden a tener
perfiles menos empinados. Obsérvese que las
pendientes de ambos perfiles, así como los montes
submarinos, están enormemente exageradas.
Imagen N° 014: Tipos de rocas y el grosor de una sección
típica de la corteza oceánica basada en datos obtenidos de
los complejos ofiolíticos y los estudios sísmicos.
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3.4.
RUPTURA CONTINENTAL: EL NACIMIENTO DE UNA
CUENCA OCEÁNICA
El motivo por el que el supercontinente Pangea empezó a separarse hace casi 200 millones de años no
se sabe con seguridad. Sin embargo, este acontecimiento sirve para ilustrar que quizás la mayoría de
cuencas oceánicas empieza a formarse cuando un continente empieza a separarse. Este es claramente el
caso del océano Atlántico, que se formó cuando el continente americano se separó de Europa y África.
También es cierto para el océano índico, que se desarrolló cuando África se separó de la Antártida y de
India.
3.4.1. EVOLUCIÓN DE UNA CUENCA OCEÁNICA
El desarrollo de una nueva cuenca oceánica empieza con la formación de un rift continental, una
depresión alargada en la que toda la litosfera se ha deformado. Ejemplos de rifts continentales son el rift
de África oriental, el rift del Baikal (al sur de la Siberia central), el valle del Rin (noroeste de Europa),
el rift de Río Grande y la provincia Basin and Range del oeste de los Estados Unidos. Parece que los
rifts continentales se forman en gran variedad de entornos tectónicos y pueden terminar con la
separación de un continente.
En los lugares en los que la ruptura continúa, el sistema de rifts se convertirá en una cuenca oceánica
joven y estrecha, como ejemplifica el mar Rojo en la actualidad. Al final, la expansión del fondo
oceánico tiene como resultado la formación de una cuenca oceánica madura limitada por bordes
continentales. El océano Atlántico es una estructura de este tipo. A continuación, observaremos este
modelo de evolución de las cuencas oceánicas mediante ejemplos actuales que representen los varios
estadios de la ruptura.
Rift de África oriental. Un ejemplo de rift continental activo es el rift de África oriental, que se extiende
a través del África oriental a lo largo de unos 3.000 kilómetros. Más que constituir un solo rift, el rift de
África oriental está formado por varios valles interconectados de algún modo que se separan en una
sección oriental y otra occidental alrededor del lago Victoria. Todavía se debate si este rift se convertirá
en un centro de expansión, donde la subplaca Somalí se separará del continente africano. No obstante,
se cree que el rift de África oriental representa el estadio inicial de la fractura de un continente.
El período de fracturación más reciente empezó hace unos 20 millones de años cuando una corriente
ascendente del manto instruyó en la base de la litosfera. El ascenso ligero de la litosfera calentada hizo
que la corteza adoptara forma de domo. Como consecuencia, la corteza superior se rompió a lo largo de
fallas normales de gran ángulo y produjo bloques hundidos, o grabens, mientras que la corteza inferior
se deformó por el estiramiento dúctil.
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En su fase de formación inicial, el magma generado a través de la fusión por descompresión de la pluma
ascendente del manto instruye en la corteza. Una parte del magma migra a lo largo de las fracturas y es
expulsado hacia la superficie. Esta actividad produce coladas extensas basálticas en el interior del rift,
así como conos volcánicos, algunos de los cuales se forman a más de 100 kilómetros del eje del rift. Son
ejemplos de ello el monte Kilimanjaro, que es el punto más elevado de África y se eleva casi 6.000
metros por encima de la llanura de Serengeti, y el monte Kenia.
Mar Rojo. Las investigaciones sugieren que si se mantienen las fuerzas tensionales, un valle de rift se
alargará y se hará más profundo, hasta que finalmente se extenderá y alcanzará el borde del continente
y, de este modo, éste quedará dividido en dos partes. En este punto, el rift continental se transforma en
un estrecho mar lineal con una desembocadura en el océano, similar al mar Rojo.
El mar Rojo se formó cuando la península Arábiga se separó de África, proceso que empezó hace unos
30 millones de años. Los escarpes de falla inclinados que se elevan hasta 3 kilómetros por encima del
nivel del mar flanquean los bordes de esta masa de agua. Por tanto, los escarpes que rodean el mar Rojo
son parecidos a los acantilados que limitan el rift de África oriental. Aunque el mar Rojo sólo alcanza
profundidades oceánicas (hasta 5 kilómetros) en algunos puntos, las bandas magnéticas simétricas
indican que ha tenido lugar una expansión del fondo oceánico durante los últimos 5 millones de años.
Océano Atlántico. Si la expansión continúa, el mar Rojo se ampliará y desarrollará una dorsal oceánica
elevada parecida a la dorsal Centroatlántica. Conforme se añade nueva corteza oceánica a las placas
divergentes, los bordes continentales fracturados se alejan lentamente el uno del otro. Como
consecuencia, los bordes continentales fracturados que habían estado situados encima de la región de la
corriente ascendiente, se desplazan hacia el interior de las placas en crecimiento. Por consiguiente, a
medida que la litosfera continental se aleja de la fuente de calor, se enfría, se contrae y se hunde.
Con el tiempo, estos bordes continentales se hundirán por debajo del nivel del mar. Simultáneamente,
el material erosionado de la masa continental adyacente se depositará encima de la topografía fallada
del borde continental sumergido. Al final, este material se acumulará y formará una cuña de sedimentos
relativamente poco modificados y rocas sedimentarias. Recordemos que los bordes continentales de este
tipo se denominan bordes continentales pasivos. Ejemplos de bordes continentales pasivos rodean el
océano Atlántico, incluidos el norte y el sur de América, así como las zonas costeras del oeste de Europa
y África.
No todos los valles de rift continentales desarrollan centros de expansión completos. Un rift abortado
recorre el centro de los Estados Unidos y se extiende desde el lago Superior hasta el centro de Kansas.
Este valle de rift, que había sido activo, está lleno de rocas volcánicas que fueron extruidas sobre la
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corteza hace más de 1.000 millones de años. Todavía se desconoce el motivo por el que un valle de rift
desarrolla un centro de expansión activo mientras otros están abandonados.
Imagen N° .15. Formación de una cuenca oceánica.
A. Las fuerzas tensionales y el ascenso de litosfera caliente provocan la fracturación de la corteza superior a lo
largo de las fallas normales, mientras que la corteza inferior se deforma mediante la tensión dúctil. B. A medida
que la corteza se separa, las grandes capas de roca se hunden y generan una zona de rift C. Una mayor expansión
genera un mar estrecho. D. Al final, se crean una cuenca oceánica expansiva y un sistema de dorsales. E.
Ilustración de la separación de Suramérica y África para formar el Atlántico sur.
Esto nos hacer constar que existe una secuencia determinada de desarrollo: orogénesis –riftogénesis océanogénesis; pero entre estadios de este proceso se pueden observar notables intervalos. Sin embargo,
el comienzo de la riftogénesis y océanogénesis, en caso de su retardo, coincide con una de las siguientes
épocas planetarias de actividad tectomagmática.
ANÁLISIS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS
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Hay bastantes razones para creer que la formación de los océanos corresponde no sólo a los estadios
finales de desarrollo de las fajas activas geosinclinales, sino también a sus estadios iniciales, es decir,
que el desarrollo sigue el ciclo océano -faja geosinclinal-faja orogénica-océano. Recordemos que en la
obra clásica de E. Haug, que dio comienzo a la contraposición de los geosinclinales y las plataformas,
las plataformas se identificaron con los continentes, y los océanos, con los geosinclinales. El océano
Atlántico se consideró como «modelo» del geosinclinal, mientras que su dorsal mediano se asemejaba
a los geoanticlinales surgidos por entre geosinclinales.
En su evolución posterior la doctrina de los geosinclinales se apartó de la concepción de Haug. Se llegó
a considerar que los geosinclinales contemporáneos se hallan en las márgenes de los continentes e
incluso dentro de éstos, y los sedimentos geosinclinales ya se consideraron específicos de aguas someras.
De acuerdo con esto resultaba que entre los conceptos de océano y geosinclinal no había nada en común.
Pero en el último decenio tuvo lugar un viraje significativo. Ya muchos investigadores reconocieron el
carácter de aguas profundas de los pandeos geosinclinales, así como el tipo oceánico de constitución de
su fondo y consideraron las fajas ofiolíticas de los sistemas geosinclinales alpinos y más antiguos como
relictos de la corteza oceánica.
Si nos dirigimos al ejemplo clásico del océano Atlántico, en el presente por ambos bordes existen
curvaturas lineales profundos llenos de potentes sedimentos (de hasta 10-12 km) del mesozoico y
cenozoico. Muchos investigadores comparan esas flexiones con los miogeosinclinales del pasado
geológico. Al mismo tiempo el corte de la corteza del dorsal mediano Atlántico es idéntico en mucho a
los cortes de las zonas ofiolíticas de los geosinclinales antiguos, por ejemplo, el de los montes Apeninos.
Si concebimos la intensa compresión posterior del espacio ocupado por el Atlántico, podemos obtener
un cuadro que evoca con precisión la estructura constitutiva de muchas fajas geosinclinales plegadas.
De tal forma, la faja atlántica del paleozoico inicial bien pudo formarse en lugar del océano surgido a
mediados del proterozoico tardío.
Según J.Dewey (1969), quien elabora estas ideas, éste era originariamente un océano del tipo atlántico,
o sea, limitado por fallas profundas, después se hizo un océano del tipo del Pacífico, con
desplazamientos sobre profundos, esto es, zonas de Benioff periféricas.
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Imagen N° 16:. Perfiles esquemáticos que muestran las interrelaciones supuestas entre las placas, océanos,
continentes y fajas orogénicas
Según J. F. Dewey, algo simplificado: 1 corteza continental; 2. corteza oceánica; 3.miogeosinclinales;
4.orógenos
Razonamientos análogos son aplicables asimismo a otros océanos «jóvenes». Por lo tanto, en el
proterozoico tardío, presumiblemente, en pos de la formación del océano Pacífico, pudieron surgir
otros varios océanos o mares del tipo del Mediterráneo, los cuales a continuación dieron origen a las
fajas geosinclinales y, después, a las fajas plicativas montañosas.
Así, en la historia de la Tierra hubo, por supuesto, dos períodos principales de formación de los
océanos; uno a principios del neógeno, cuando surgieron el océano Pacífico y posiblemente varios
océanos más o casi océanos (el Protoatlántico, Tetis, etc.), y el otro a fines del neógeno, con el
surgimiento o restablecimiento de las condiciones oceánicas dentro de los límites de los «jóvenes»
océanos contemporáneos. En el intervalo transcurrió un desarrollo intensivo de las fajas
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geosinclinales. La expansión del océano Pacífico posiblemente compensó el estrechamiento de los
demás océanos proterozoicos (fajas geosinclinales), pero la renovación de éstos causó el avance, en
dirección del océano, de los continentes colindantes desde el oeste y, en menor grado, desde el este.
Es de una importancia aún mayor la aparición de nuevos testimonios geológicos de la unidad, en lo
pasado, de África y de la América del Sur. A éstos se refieren la estructura interior bien comparable
del fundamento precámbrico de la «región crítica» de los litorales de Brasil y del golfo de Guinea, el
descubrimiento de la fauna casi idéntica de crustáceos en los depósitos del cretáceo inferior de las
cuencas de estas dos regiones y de las masas salíferas de una misma edad (Aptiense) a lo largo de sus
litorales y márgenes subácueos. La propagación idéntica de las evaporitas refuerza las consideraciones
acerca de la semejanza del océano Atlántico en el estadio inicial de formación y del mar Rojo con sus
estratos potentes de las evaporitas del mioceno medio y salmueras calientes de fondo contemporáneas.
Los resultados de las investigaciones paleomagnéticas, las cuales hace unos diez años determinaron un
nuevo viraje del pensamiento geológico hacia el movilismo, desde entonces se completaron por
muchas nuevas obras.
Todas estas pruebas, independientes entre sí, nos convencen de que en la formación de los océanos,
por lo menos, dentro de los límites de los terrenos de campo magnético «bandeado», el papel
primordial lo desempeñaron los fenómenos da abertura de la litosfera,ascendiendo el material del
manto y los productos basálticos de su diferenciación.
En lo que se refiere a los tramos del fondo oceánico con el campo magnético «tranquilo», la causa de
que no hay anomalías bandeadas es la formación de estos terrenos del fondo en las épocas cuando no
se manifestaban inversiones del campo magnético.
En resumen, tenemos que llegar a la conclusión de que los océanos actuales no se pueden considerar
como relictos del océano primitivo de nuestro planeta. Son nuevas formaciones y surgen según las
leyes regulares en el proceso de evolución de la corteza terrestre (litosfera) en las épocas
postorogénicas (tafrogénicas) de desarrollo de las fajas activas de la Tierra. La formación de las
depresiones oceánicas y sub oceánicas con la correspondiente sustitución de la corteza continental por
una del tipo oceánico es resultado tanto de los procesos físico-químicos (diferenciación metamórfica,
etc.) de la litosfera continental (la corteza y el manto superior), como de la discontinuidad y del
apartamiento, a lo largo de las zonas axiales, de las elevaciones oceánicas medianas. La oceanización
afecta, en primer lugar, aquellas zonas que sufrieron entonces un alzamiento de mayor duración e
intensidad.
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Los investigadores han sugerido que durante la fragmentación de Pangea, el continente americano se
separó de Europa y África como consecuencia de otra fuerza: la succión de las placas. Recordemos
que cuando una capa oceánica fría se hunde, hace que la fosa avance hacia el lado oceánico o vuelva
atrás, lo cual crea una corriente en la astenósfera que arrastra la placa suprayacente hacia la fosa que se
retira (Figura 13.18).
Durante la fragmentación de Pangea, una zona de subducción se extendía a todo lo largo del borde
occidental del continente americano. A medida que se desarrollaba esta zona de subducción, la fosa se
retiraba lentamente en dirección oeste hacia el centro de expansión situado en el Pacífico. Los restos
actuales de esta zona de subducción son, entre otros, la fosa Perú-Chile, la fosa Centroamericana y la
zona de subducción Cascadia (véase Figura 13.8). La succión de las capas a todo lo largo del borde
occidental del continente americano pueden haber proporcionado las fuerzas tensionales que
fragmentaron Pangea.
En resumen, la ruptura continental se produce cuando una masa continental se encuentra bajo tensión,
que tiende a alargar y adelgazar la litosfera. Los puntos calientes que debilitan y elevan la corteza
pueden ayudar a este mecanismo.
3.5.
DESTRUCCIÓN DE LA LITOSFERA OCEÁNICA
Aunque en los bordes divergentes de placa se produce nueva litosfera de manera continua, el área de la
superficie terrestre no aumenta. Para equilibrar la cantidad de litosfera recién creada, debe producirse
un proceso por el que se destruyan las placas. Recordemos que eso ocurre a lo largo de los bordes
convergentes, también denominados zonas de subducción.
En muchos puntos la litosfera oceánica es más densa que la astenósfera subyacente y, por tanto, se
hundirá cuando se dé la oportunidad. Por el contrario, la litosfera con corteza continental es demasiado
ligera para subducir. Cuando una masa continental forma parte de una placa oceánica en subducción,
es arrastrada hacia la fosa. Al final, entra en la fosa y «tapa» el sistema, provocando el cese de la
subducción.
El proceso de la subducción de placas es complejo, y el destino final de las placas subducidas es
todavía objeto de debate. Lo que se conoce con cierta seguridad es que una capa de litósfera oceánica
subduce porque su densidad total es mayor que la del manto subyacente. Recordemos que cuando a lo
largo de una dorsal se forma corteza oceánica, ésta es caliente y ligera, lo cual hace que la dorsal se
eleve por encima de las cuencas oceánicas profundas. No obstante, a medida que la litosfera oceánica
se aleja de la dorsal, se enfría y se engrasa. Después de alrededor de 15 millones de años, una capa
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oceánica tiende a ser más densa que la astenósfera que la aguanta. En algunas partes del Pacífico
occidental, una porción de la litosfera oceánica tiene casi 180 millones de años de antigüedad. Se trata
de la parte más gruesa y densa de los océanos actuales. Las placas en subducción de esta región
descienden típicamente a ángulos próximos a los 90 grados (Figura 16). Los puntos en los que las
placas subducen a estos ángulos tan inclinados se encuentran en asociación con las fosas de las Tonga,
las Marianas y las Kuriles.
Cuando un centro de expansión está situado cerca de una zona de subducción, la litosfera oceánica es
todavía joven y, por tanto, caliente y ligera. Por tanto, el ángulo de descenso de estas placas es
pequeño (Figura 16). Incluso es posible que una masa continental monte sobre la litosfera oceánica
antes de que esta última se haya enfriado lo suficiente como para subducir realmente. En esta
situación, la capa puede flotar tanto que, en lugar de hundirse en el manto, se mueve horizontalmente
por debajo de un bloque de litosfera continental. Este fenómeno se denomina subducción flotante. Se
cree que las placas ligeras acaban hundiéndose cuando se enfrían suficientemente y su densidad
aumenta.
Imagen N° 017: El ángulo al que desciende la litosfera
oceánica hacia la astenósfera depende de su densidad.
A. En algunas partes del Pacífico la litosfera es
antigua pues tiene más de 160 millones de años y, en
general, desciende hacia el manto a ángulos próximos
a los 90 grados.
B. La litosfera oceánica joven está caliente y flota;
por tanto, tiende a subducir con un ángulo pequeño.
Es importante observar que es el manto litosférico, situado debajo de la corteza oceánica, el que conduce
la subducción. Incluso cuando la corteza oceánica es bastante antigua, su densidad es de 3,0 g/cm3, que
es una densidad menor que la de la astenósfera subyacente, con una densidad de alrededor de 3,2 g/cm3.
La subducción se produce sólo porque el manto litosférico frío es más denso que la astenósfera más
cálida.
En algunos puntos, la corteza oceánica es inusualmente gruesa porque contiene una cadena de montes
submarinos. Aquí la litosfera puede tener la cantidad suficiente de material de la corteza y, por tanto, la
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suficiente flotabilidad, para impedir o al menos modificar la subducción. Esta parece ser la situación en
dos zonas a lo largo de la fosa de Perú-Chile, donde el ángulo de inclinación es bastante pequeño:
alrededor de 10 a 15 grados. Los ángulos bajos suelen tener como consecuencia una fuerte interacción
entre la capa descendente y la placa suprayacente. Por consiguiente, estas regiones experimentan
grandes y frecuentes terremotos.
Se ha determinado que las unidades de corteza oceánica inusualmente gruesas, cuyo grosor supera los
30 kilómetros, probablemente no subducirán. Un ejemplo es la llanura de Ontong Java, que es una
llanura basáltica oceánica gruesa situada en el Pacífico occidental. Hace unos 20 millones de años, esta
llanura alcanzó la fosa que constituía el límite entre la placa del Pacífico en subducción y la placa
Australiano-Índica suprayacente. Aparentemente demasiado ligera para subducir, la llanura de Ontong
Java obstruyó la fosa e interrumpió la subducción en este punto.
3.5.1. PLACAS EN SUBDUCCIÓN: LA DESAPARICIÓN DE UNA CUENCA
OCEÁNICA
Mediante las anomalías magnéticas y las zonas de fractura del fondo oceánico, se empezó a reconstruir
el movimiento de las placas durante los últimos 200 millones de años. A partir de este trabajo,
descubrieron que algunas partes, o incluso la totalidad de las cuencas oceánicas, han sido destruidas a
lo largo de las zonas de subducción.
Las reconstrucciones de la fragmentación de Pangea también ayudaron a los investigadores a
comprender la desaparición de la placa de Farallón, una gran placa oceánica que había ocupado gran
parte de la cuenca del Pacífico oriental. Antes de la fragmentación, la placa de Farallón, junto con una
o dos placas menores, se encontraban en el lado oriental de un centro de expansión situado cerca del
centro de la cuenca del Pacífico. Un resto actual de este centro de expansión, que generó las placas de
Farallón y del Pacífico, es la dorsal del Pacífico oriental.
Hace unos 180 millones de años, el continente americano empezó a ser impulsado en dirección oeste
por la expansión del fondo oceánico del Atlántico. Por tanto, los límites convergentes de placa que se
formaron a lo largo de las costas occidentales del norte y el sur de América migraron de manera gradual
hacia el oeste en relación con el centro de expansión situado en el Pacífico. La placa de Farallón, que
subducía por debajo del continente americano más rápidamente de como se generaba, se hizo cada vez
más pequeña. A medida que disminuía su superficie, se rompía en fragmentos más pequeños, algunos
de los cuales subdujeron por completo. Los fragmentos restantes de lo que había sido la enorme placa
de Farallón son ahora las placas de Juan de Fuca, de Cocos y de Nazca.
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Imagen N° 018:. Ilustración simplificada de la desaparición de la placa de Farallón.
Placa de Farallón que había estado situado a lo largo del borde occidental del continente americano. Puesto que
la subducción de la ´placa de Farallón era más rápida que su generación, se hizo cada vez más pequeña. Los
fragmentos restantes de la placa de Farallón, que había sido enorme, son las placas de Juan de Fuca, de Nazca y
de Cocos.
Conforme la placa de Farallón se encogía, la placa del Pacífico se agrandaba, invadiendo las placas
americanas. Hace alrededor de 30 millones de años, una sección de la dorsal del Pacífico oriental
colisionó con la zona de subducción que antes se había extendido en la costa de California. Cuando
este centro de expansión subdujo hacia el interior de la fosa de California, estas estructuras se
destruyeron mutuamente y fueron sustituidas por un sistema de fallas transformantes recién generado
que da cabida al movimiento diferencial entre las placas de Norteamérica y el Pacífico. A medida que
la dorsal subducía más, el sistema de fallas transformantes, que ahora llamamos falla de San Andrés,
se propagaba a través del oeste de California. Más al norte, un acontecimiento similar generó la falla
transformante de la Reina Charlota.
En la actualidad, el extremo meridional de la falla de San Andrés conecta con un centro de expansión
joven (una extensión de la dorsal del Pacífico oriental) que generó el golfo de California. A causa de
este cambio en la geometría de la placa, la placa del Pacífico ha capturado un fragmento de
Norteamérica (la península Baja) y la está transportando en dirección noroeste hacia Alaska a una
velocidad aproximada de 6 centímetros anuales.
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IV.
APLICACIONES DE LOS MAPAS ISÓPACOS EN EL
ESTADIO DE LOS PALEO RELIEVES SUBMARINOS
4.1.
DEFINICIÓN DE MAPAS ISÓPACOS
Se denomina ISOPACAS a las líneas trazadas sobre una unidad litoestratigráfica que unen puntos de
igual valor de espesor de la misma. Los mapas en los que se expresan las variaciones de espesor de
una unidad estratigráfica constituyen uno de los tipos de representación mas característica en los
estudios estratigráficos de amplias regiones, en especial en el análisis de cuencas.
En la figura, se expresa gráficamente la manera de elaborar un mapa de isopacas de una unidad
litoestratigráfica en el dibujo destacan tres niveles:
Imagen N° 019: Esquema de mapas isopacos
El superior que representa la superficie topográfica actual, el intermedio que corresponde a la posición
espacial de la unidad litoestratigráfica (en la que se marcan las isopacas) y el inferior que es un plano
horizontal para la proyección simultánea de los datos de curvas de nivel del relieve actual (mapa
topográfico) y los de isopacas.
Los datos de espesor de una unidad se proyectan siempre sobre el plano horizontal, sin restituir a la
posición originaria los materiales desplegando los pliegues, de este modo en el mapa lo que se indica
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es la posición real de áreas de máximos o mínimos de espesor de una unidad en relación con la
topografía actual.
Lógicamente, la geometría expresada en el mapa de isopacas será tanto más semejante a la de la
unidad durante el depósito, cuanto que la deformación tectónica sea menor, por lo que este tipo de
mapas será de mayor interés en la reconstrucción de cuencas cuyo relleno sedimentario no esté muy
deformado.
Los mapas isópacos, son aquellos mapas que muestran los espesores variables de una unidad
estratigráfica por medio de curvas trazadas por puntos de igual espesor. Las curvas isopacas conectan
puntos de intervalos verticales iguales, medidos entre dos planos de referencias. Los mapas isópacos
ilustran el tamaño y la forma de una depresión, si esta existe, en un periodo marcado por planos
estratificación.
Estos mapas son muy útiles en las terminaciones de eventos teutónicos o las relaciones estructurales
responsables de determinados tipos de sedimentos.
ELABORACIÓN DE UN MAPA
 La elaboración de un mapa de isopacas se tiene que hacer a partir de numerosas medidas de
espesor de la unidad seleccionada, aumentando la fiabilidad cuando sea mayor el número de
medidas. Para materiales que afloren en superficie, estos datos se obtienen por la medida
directa en el campo de dichos espesores en diferentes cortes estratigráficos, los cuales están
expresados en las secciones estratigráficas levantadas para materiales no aflorantes, los datos
se obtienen a partir de perfiles sísmicos y sondeos.
 En regiones para las que dispongan simultáneamente de ambos tipos de datos (superficie y
subsuelo) se utilizan todos ellos. La elaboración del mapa se puede realizar con una gran
precisión con el empleo de un programa adecuado de diseño grafico de ordenador de los
muchos disponibles
4.2.
NORMAS PARA LA CONSTRUCCIÓN DE UN MAPA
ISÓPACO:
 Los mapas isópacos son mapas de isovalores y siguen las normas generales de trazado de
isolíneas.
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
Las curvas del mismo valor deben ser repetidas donde se presentan un cambio en el
adelgazamiento de la unidad estratigráfica.
 La línea cero determina el límite de la presencia de la unidad estratigráfica.

La geología suministra información de la geometría que puede encontrarse en un área.

Cunado los mapas están determinados al desarrollo exploratorio o al cálculo de reservas es
conveniente evitar la construcción de los mapas de optimismo excesivo en cuanto a espesores
de unidades productivas.
 En las curvas isópacas de valores tomados para hacer los mapas son valores de arena neta
(Positivos, productivos).
 Pequeñas curvas cerradas indican adelgazamiento locales en el espesor o engrosamiento de la
unidad estratigráfica.
 En las fallas normales es frecuente que se acerquen las isópacas indicando la sedimentación
mayor en el bloque deprimido.
 El mapa isópaco se modifica en caso de información adicional.
4.3.
INTERPRETACIÓN
La isopacas 0 en un mapa indica el final de una unidad, el cual puede deberse al acuñamiento de la
misma (limite de depósito) o al biselamiento erosivo posterior. Los valores máximos de un mapa de
isopacas de un unidad litoestratigráfica corresponden al depocentro de la misma.
Para que un mapa de isopacas sea más interesante para el conocimiento de la evolución de una cuenca
se debe procurar que los dos límites de la unidad a la que se refiera (unidad A de la figura) sean líneas
isócronas y que, por tanto, indiquen el espesor de los materiales correspondientes a un intervalo de
tiempo concreto.
4.4.
APLICACIONES
Una de las aplicaciones de mayor interés de los mapas de isopacas, en el análisis de cuencas, consiste
en presentar varios mapas para intervalos de tiempo sucesivos, todos ellos con la misma base
topográfica y por tanto, referidos a la misma región, la cual puede ser la totalidad de una cuenca
sedimentaria o una parte de la misma.
En la figura tomada se representan cuatro mapas de isopacas para otros tantos intervalos de tiempo
sucesivos para el conjunto de la cuenca cantábrica, en los cuatro mapas de la figura se puede constatar
que los máximos espesores se alcanzan en áreas alargadas según la dirección NW-SE, coincidente con
la directriz estructural de la cuenca, pero que la posición geográfica de los depocentro de las cuatro
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unidades ha cambiado notablemente a largo del tiempo desde las proximidades de Bilbao a las de
Vitoria.
Con lotes de mapas de isopacas para intervalos de tiempo sucesivos se puede ver con gran facilidad la
distribución de los espesores para cada uno de ellos, dato fundamental para calcular el valor de la
subsidencia simultanea al depósito de cada sector de la citada región. Los espesores expresado serán
iguales a la subsidencia solamente en el caso que la batimetría del deposito permanezca constante, en
caso contrario habrá que introducir factores correctores.
Ejemplo
Imagen N° 20: Ejemplo de varios mapas de isopacas correspondientes a intervalos de tiempo sucesivos
para una misma región, para el mesozoico de la cordillera cantábrica
A: Isopacas del jurasico superior y cretáceo inferior no marino
B: Isopacas para el Aptiense y Albiniense inferior
C: Isopacas para el Albiense superior incluye facies marinas
D: Isopacas para el Cretacico superior
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ANÁLISIS DE CUENCAS PALEÓGENAS –NEÓGENAS
V.
DEL PERÚ
5.1.
EVOLUCIÓN TECTÓNICA EN EL PALEÓGENAS -
NEÓGENAS EN PERÚ
5.1.1. PALEÓGENO
Paleoceno
En los tiempos tempranos del Terciario (Paleóceno) la sedimentación de las Capas Rojas continentales
continuó a medida que el levantamiento se acentuaba, originando en algunos casos discordancias
locales dentro de ellas.
Durante estos tiempos se formaron cuencas intramontañas que se ubicaban entre la cordillera
Occidental y la Cordillera Oriental.
En la costa noroeste, la sedimentación marina de facies clástica muestra varios niveles
conglomerádicos que evidencian levantamientos periódicos a lo largo de fallas de alto ángulo. Fueron
estos levantamientos los que dieron lugar a la separación de tres subcuencas: Progreso, Talara y
Sechura, teniendo como eje de levantamiento los pilares tectónicos Punta Pico-Higuereta y PaitaSullana, quedando hundida la Cuenca Talara donde se desarrolló una sedimentación muy gruesa
durante el Paleógeno (Paleoceno, Eoceno y Oligoceno).
Del lado de la Faja Subandina, la sedimentación continental rojiza (Grupo Huayabamba), se deposita
concordante sobre las rocas cretácicas, sin observarse huellas de la fase tectónica de fines del
Cretácico.
Eoceno (Fase Inca)
En tiempos del Eoceno, tal vez de medio a temprano; se producen perturbaciones locales que culminan
en el Eoceno terminal con fuerte deformación compresional, evidenciadas por plegamientos que
afectan a las Capas Rojas finicretácicas, así como por fallamiento inverso, siendo la región más
afectada la zona norte y central de la Cordillera Occidental.
Esta deformación denominada por Steinmann con el nombre de “Fase Incaica” fue la más importante
del Ciclo Andino, tanto por su extensión como por sus efectos; habiendo continuado después una
actividad erosiva intensa y luego un vulcanismo activo (Grupo Calipuy en el Norte, Grupos Rímac y
Sacsaquero en el Centro y Tacaza en el Sur).
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En el Noroeste durante el Eoceno, se producen constantes movimientos epirogenéticos pre y post
Grupo Talara (Eoceno medio), los mismos que fueron acompañados por un enérgico fallamiento en
bloques y expansión de fosas, con desplazamientos que en algunos casos superan los 300 m.,
produciéndose una erosión previa a la transgresión del mar Talara. Entre el Eoceno medio y superior
se tienen continuos levantamientos y hundimientos que dan lugar a la acumulación de una gruesa
secuencia clástica en la Cuenca Talara (Grupos Talara, Verdún y Chira) con algunas discordancias y
conglomerados intraformacionales. El mar alcanza la parte Occidental de la Cuenca Sechura.
En la costa sur, no se conoce mucho los eventos del Paleoceno-Eoceno inferior, probablemente hubo
fallamientos que dieron lugar a la formación de las cuencas de sedimentación marina conocidas como
Cuencas Pisco y Camaná la primera de ellas empieza a rellenarse después del Eoceno medio
(Formación Paracas).
Hacia el Este en la Región Subandina continúa la subsidencia en forma lenta con la acumulación de
sedimentos continentales rojizos y algunos levantamientos intermitentes en las áreas de aporte
marginal, los mismos que están reflejados por los niveles conglomerádicos, no siendo posible
correlacionar estos eventos con otros del territorio peruano.
Oligoceno
En el Noroeste la transición del Eoceno al Oligoceno está marcada por una emersión consecutiva de la
Cuenca Talara, seguida por un proceso erosivo que se evidencia por los conglomerados basales de la
Formación Máncora de edad Oligoceno inferior y la discordancia de las series Oligo-Miocénicas sobre
las del Eoceno superior. En el Oligoceno tardío se registran nuevos levantamientos que se evidencian
en el material más grueso de la parte superior de la Formación Heath.
Durante el Oligoceno inferior el mar regresa a la Cuenca Sechura y parte norte de la Cuenca Talara
donde se desarrolla una serie clástica gruesa y luego fina. Posteriormente esta última, queda emergida
durante el Mioceno y Plioceno.
En la Costa Sur estos movimientos verticales también se manifiestan después del Eoceno,
observándose una discordancia en el límite entre la Formación Paracas (Eoceno superior) y la
Formación Chilcatay (Oligoceno medio superior).
La sedimentación del Oligoceno superior pasa transicionalmente al Mioceno, tanto en la Cuenca Pisco
como en Camaná. En la región Oriental, el mar ingresa a la Cuenca Subandina por el Norte (entre los
5° y 6° S) a través de un estrecho, alcanzando hasta casi la parte central. Se trata de un mar somero
que se mantiene por corto tiempo, depositándose en un medio salobre lutitas y limolitas (Fm. Pozo).
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Características de la vida en el Paleógeno
En las áreas andinas predomina la flora, alcanzando importancia las de tipo templado. Los mamíferos
adquieren importancia sobre todo los marsupiales y edentados.
Los mares de la costa noroeste y sur son cálidos, con gran desarrollo de los foraminíferos, radiolarios,
gasterópodos y lamelibranquios.
5.1.2. NEÓGENO
Mioceno (Fases Quechua)
Entre el Mioceno y el Plioceno se produjeron dos o más deformaciones, para Steinmann, hubo sólo
una tercera fase a la que llamó “Fase Quechua” y la ubicó en el Mioceno tardío. Esta deformación
conocida también como “Quechua 1” es compresiva, aunque sus esfuerzos son menores que los de la
“Fase Incaica”, con pliegues más abiertos y fallamiento reactivados. Luego de ella, se produce una
acción erosiva fuerte que genera la “Superficie Puna” extendida a toda la Cordillera Occidental y que
es sepultada por los Volcánicos Huambo en el norte, Huarochirí en las cabeceras de los ríos Lurín y
Mala, Caudalosa en Huancavelica, Capilluni o Maure en Arequipa, y Huaylillas en Tacna.
En el Altiplano esta tectónica intra-miocénica parece no manifestarse por pliegues, sino por una
epirogénesis responsable de una fuerte erosión.
En la Costa Noroeste durante el Mioceno, se producen transgresiones y regresiones en el mar que
ocupan las cuencas Sechura y Progreso, mientras que la cuenca Talara durante este tiempo permanece
levantada y en ella no hay deposición.
El mar en la cuenca Sechura es somero pero de gran extensión, llegando por el Este hasta las
estribaciones de la Cordillera Occidental. Sus depósitos son clásticos y arcillo-tobáceos, con influencia
de cenizas volcánicas venidas de la partes altas de dicha Cordillera (Fm. Zapallal).
En la Costa Sur el mar también es amplio, desarrollándose secuencias clásticas y tobáceas, ya que al
igual que en el norte las cenizas volcánicas vienen del Este de la Cordillera Occidental.
En la región Subandina y cuenca Oriental, las fases tectónicas finieocénicas e intra-miocénicas
parecen no afectar a la sedimentación. Después de la retirada del mar en el Oligoceno, se deposita en
el Mioceno una gruesa secuencia de clásticos rojizos (Capas Rojas superiores) denominadas como
Grupo Chambira, Chiriaco, conociendo su primer y único plegamiento hacia el límite MiocenoPlioceno (Fase Quechua 2).
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Plioceno (Fases Plio-Cuaternaria)
En el Plioceno temprano se dio un renovado levantamiento de los Andes, llegando a alturas que
sobrepasan los 3 000 m., acompañado por una actividad volcánica principalmente andesítica y
circunscrita gradualmente a la parte meridional.
El levantamiento y las deformaciones varían en el tiempo y en las diferentes latitudes, intercalándose
períodos de quietud que tienen una mayor duración donde se formaban las superficies de erosión,
siendo una de las más importantes la Superficie Puna - Mioceno medio (14 m.a) y con una extensión
regional.
Levantamientos y fallamientos también ocurrieron en la Costa, como lo indican las discordancias Postformaciones Tumbes y Miramar en el Noroeste y Pisco en el Sur.
Entre el Plioceno medio a superior se producen ingresos del mar a la parte occidental de las cuencas de
Sechura y Progreso, depositándose en un medio somero secuencias clásticas, como areniscas gruesas
carbonatadas y niveles coquiníferos que dan evidencia de muertes súbitas y violentas de la fauna
marina litoral cada vez que se producían los levantamientos de la Costa.
Durante el Plioceno, al tiempo que se levantaba la Cordillera de los Andes se profundizaban los valles,
siguiendo un control estructural delineado por las fallas longitudinales de rumbo NO-SE (Valles del
Marañón, Santa, Mantaro, Apurímac, etc.) y las fallas transversales de rumbo NE-SO (Valles
tributarios).
Características de la vida en el Neógeno
Comienzan a predominar las faunas autóctonas, los mamíferos culminan su evolución. Las aves
adquieren caracteres modernos, habiéndose encontrado restos en rocas del Mioceno en el Sur del Perú;
las gramíneas forman parte de la vegetación.
En la vida marina continúa el desarrollo de los gasterópodos, lamelibranquios, foraminíferos,
diatomeas, etc. que van adquiriendo formas semejantes a las actuales. Se encuentra abundancia de
Cetáceos (Ballenas- Didelphados).
En el Pleistoceno se tiene Mastodontes y Megatherios, cuyos restos se han encontrado en Cerro de
Pasco y en Puno.
En líneas generales, la fauna y flora van adquiriendo distribuciones y composición semejantes a las
actuales, acentuándose el carácter moderno de la vida.
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Las figuras muestran los mapas paleogeográficos del Paleoceno al Eoceno superior y Oligoceno
respectivamente. Se observa en ellos la distribución de las facies sedimentarias y su extensión durante
el Terciario inferior y medio.
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5.2.
CUENCA PROGRESO
La Cuenca Progreso se encuentra a lo largo de la costa del norte de Perú y sur de Ecuador. El área de
la provincia tectónica es de 47.000 km2 e incluye la subcuenca Tumbes-Progreso del Neógeno y el
bloque Paleógeno Santa Elena
Figura 1. Cuenca Progreso, Ecuador
y Perú (6083). Se muestran los
límites de las provincias, la Cuenca
del Neógeno Pull-Apart (60830101),
Unidad de Evaluación de Sistema
totales de petróleo (TPS) (608301) y
el Bloque Santa Elena del CretácicoPaleógeno. La mínima medida de
60830101 es de aproximadamente
1.000 metros de profundidad bajo el
agua. Las líneas azules (3, 4, y 5)
son las ubicaciones de las cortes
transversales
La Cuenca Tumbes está separada de la Cuenca Talara por la estructura E-W conocida como el Alto de
Zorritos, la cual está recubierta por terrenos del Oligoceno desarrollados ampliamente hacia el norte,
hacia donde continúa con el nombre de Cuenca Progreso en Ecuador, identificándose un relleno de
grandes espesores sedimentarios del Oligoceno tardío y del Neógeno, cuyas capas se inclinan
suavemente hacia el centro del depósito ubicado en el Golfo de Guayaquil, donde alcanza los mayores
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espesores. Los depósitos se adelgazan hacia las márgenes, representadas al este por el Alto Zorritos y
hacia el oeste por el Banco de Máncora
La Cuenca Progreso en el suroeste de Ecuador y noroeste del Perú ha tenido una compleja evolución
iniciada en el Jurásico con la acreción de terrenos Paleozoicos seguida más tarde por la acreción de
terrenos Cretácicos de múltiple origen (meseta oceánica, arco insular oceánico, corteza de dorsal
oceánica, cuencas marginales, etc.) entre el Campaniense y Eoceno inferior. La subsidencia de la
cuenca de ante-arco Paleógeno termino en Ecuador durante la contracción del Eoceno Medio
caracterizada por depositación de algas coralinas en los altos estructurales.
Durante el Oligoceno, la cuenca de ante-arco fue modificada por una extensión NE-SW asociada al
desarrollo de una cuenca “pull-apart” que dio lugar a la cuenca Progreso. Un segundo episodio de
extensión NE-SW durante la fase Terminal del el Mioceno Tardío está asociado con la corte del
sistema de Riedels de Guayaquil del sistema de Fallas Pallatanga/Peltetec. Estas Riedels sintéticas
causaron la apertura del Golfo de Guayaquil y el desarrollo de depocentros del Mioceno Tardío y
Pleistoceno conocidos como las cuencas Guayaquil y Tumbes desarrollados en corteza oceánica y
continental respectivamente.
Figura. Mapa geológico simplificado de la Cuenca Talara y Progreso y sus alrededores. Se muestran
las posiciones generalizadas de la zona megacizalla Dolores-Guayaquil y de la megacizalla Guyana y
Amazonas.
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Dentro del estudio de la evolución tectónica del margen continental, la región noroeste del Perú, está
aparentemente ligado a los fenómenos tectónicos del Golfo de Guayaquil.
La Cuenca Tumbes, constituye una cuenca de antearco externa, establecida sobre corteza oceánica
acrecida-suturada al continente americano. La Cuenca Tumbes está separada de la Cuenca Talara por
la estructura E-W conocida como el Alto de Zorritos, la cual está recubierta por terrenos del Oligoceno
desarrollados ampliamente hacia el norte, hacia donde continúa con el nombre de Cuenca Progreso en
Ecuador, identificándose un relleno de grandes espesores sedimentarios del Oligoceno tardío y del
Neógeno, cuyas capas se inclinan suavemente hacia el centro del depósito ubicado en el Golfo de
Guayaquil, donde alcanza los mayores espesores (Macharé et al, 1986). Los depósitos se adelgazan
hacia las márgenes, representadas al este por el Alto Zorritos y hacia el oeste por el Banco de
Máncora.
En la evolución tectónico-sedimentaria de esta cuenca han sido reconocidas tres etapas que explican la
formación de esta secuencia: la primera Oligoceno-Mioceno inferior, la segunda Mioceno medio a
Mioceno superior y la tercera Plioceno -Pleistoceno-Actualidad (PERUPETRO, 2005).
5.2.1. ESTRATIGRAFÍA
La Cuenca Tumbes, posee un estilo estructural y relleno sedimentario que se debe a las relaciones de
convergencia entre las Placas Sudamericana con la de Nazca y por la posición paleogeográfica de esta
cuenca en el borde activo de la Placa Sudamericana.
El Mioceno se desarrolló en la cuenca Progreso (departamento de Tumbes), estando conformado por
las Formaciones Zorritos, Cardalitos y Tumbes de naturaleza areniscosa fina con intercalaciones de
niveles lutáceos, algunos bentoníticos, carbonosos y la presencia de niveles tobáceos.
La estratigrafía de esta cuenca se conoce a través de las perforaciones realizadas por algunas
compañías petroleras en continente y costa afuera, como a través del estudio de las exposiciones de las
formaciones de esta cuenca en la zona continental, determinándose un potente relleno sedimentario del
Oligoceno al Plioceno que varía de 7100 en la costa a 6200 m costa afuera.
La Cuenca Tumbes y Talara, descritas ambas en conjunto por PERUPETRO (2005) presentan una
columna estratigráfica que incluye un potente relleno sedimentario con 7 secuencias estratigráficas de
sedimentos de edades que abarcan desde el Paleozóico a Neógeno, las cuales se extienden tanto costa
afuera como en el continente. La compleja evolución geológica de las cuencas ha sido controlada por
dos sistemas tectónicos reconocidos en las cuencas del Perú. El primero, el Sistema Pre-Andino,
donde se desarrollan tres ciclos de edades del Ordoviciano, Devoniano y Permo- Carbonífero
sobreyaciendo el basamento Precambriano. El segundo, el sistema Andino, que comenzó con el inicio
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de la subducción a lo largo del margen oeste del Perú, este abarca varias secuencias megaestratigráficas y un menor número de ciclos sedimentarios, entre el Permiano tardío al presente.
La columna estratigráfica con secuencias sedimentarias del Paleozoico al Neógeno, compilados por
PERUPETRO (2005) indican que la Cuenca Tumbes costa afuera contiene más de 20,500 pies (6250
m.) de sedimentos clásticos del Oligoceno al Cuaternario.
Los sedimentos de edades del Oligoceno tardío, Mioceno y Plioceno son los más representativos de la
Cuenca Tumbes. Estos sedimentos fueron depositados al menos en 5 secuencias estratigráficas que
descansan discordantemente sobre sedimentos de edad eocénica. La secuencia más antigua es
observada como afloramiento sobre formaciones más antiguas del Eoceno medio y tardío y la
Formación Amotape del área de Máncora al noreste.
Basamento
El basamento, ha sido perforado en la zona continental, en los pozos PL-X-2 y PL-X-3 en el área de
carpitas, en el borde de las Cuencas tumbes y Talara, donde el Granito atravesado ha sido asumido
como el basamento cristalino.
El intrusivo Higuerón incluye los sedimentos de la Formación Amotape de edad Paleozóico en el
borde NE de la cuenca. No existen rocas intrusivas que atraviesen formaciones del Cretáceo y
Terciario.
El Banco de Máncora (Banco Natural del Perú), de acuerdo a las interpretaciones de Sheperd y
Moberly (1981) presenta alta densidad en los registros de gravimetría que muestran anomalías sobre el
mismo, posee además dolomía en sus márgenes y evidencia de estratificación sísmica. PERUPETRO
(2005) ha interpretado de los registros sísmicos realizados, la presencia de una sección de edad del
Cenozóico sobre una posible sección de edad del Paleozóico.
Oligoceno y Mioceno
La secuencia Basal I representa un episodio de mayor transgresión que depositó sedimentos cercanos a
la costa, litorales y deltaicos. Esta secuencia se caracteriza por una gran subsidencia de la cuenca o un
alto levantamiento del nivel del mar que afectó la extensión costa adentro de la cuenca, la cual excede
en gran magnitud al espesor costa afuera. Este empieza con la depositación de la Formación Máncora
de edad del Oligoceno tardío al Mioceno temprano, seguido por la Formación Heath de edad Mioceno
temprano. La Formación Máncora consiste de areniscas y lutitas con una unidad basal o Miembro
Plateritos consistente de una unidad de arenisca cuarcitita y cuarzosa y conglomerado de 40 m de
espesor con una unidad media de matriz de arena gruesa friable y lutitas abigarradas. La secuencia I
finaliza con la deposición de lutitas de color gris claro a marrón oscuro ricas en materia orgánica,
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calizas y algunas limonitas y margas en la parte superior de la Formación Heath sobreyaciendo a la
Formación Máncora en contacto transicional.
La Formación Zorritos de edad del Mioceno temprano constituye la Secuencia II que finaliza como un
periodo de rápida y potente depositación. La unidad se caracteriza por depositación de arena gruesa
fluvial, deltáica y areniscas y lutitas de varios colores depositadas cercanas a la costa. El fin de la
depositación de la Secuencia II durante edades del Mioceno temprano es seguido por un periodo de
caída del nivel del mar y erosión de la Formación Zorritos que estuvo expuesta.
Profundas incisiones de valles y canales rellenos de sedimentos son claramente distinguibles a través
de los registros sísmicos que corresponden a lutitas de la sobreyaciente Formación Cardalitos o
Secuencia III depositada en disconformidad sobre la Formación Zorritos.
Las Lutitas de la Secuencia III fueron depositadas sobre una muy distintiva disconformidad erosional,
claramente distinguible en la cuenca por la proliferación de numerosos canales. Los sedimentos
litorales y deltaicos de las formaciones Tumbes y Malpelo sobreyaciendo en disconformidad a la
Formación Cardalitos. Cada una de estas formaciones muestra un grado de erosión o discordante
contacto con la otra, haciendo hacia arriba las secuencias individuales IV y V.
La Formación Tumbes o Secuencia IV son depósitos clásticos depositados en aguas someras gradando
hacia arenas finas y lutitas depositados en ambientes costa afuera. La Formación Mal Pelo o Secuencia
V de edad Mioceno tardío está caracterizada por la deposición de una potente clástica y gruesa
sección.
La Cuenca Tumbes es culminada por la deposición de lutitas de la Formación La Cruz de edad
Mioceno o secuencia VII. Esta secuencia muestra erosión local sobre áreas estructuralmente altas de la
secuencia VI infrayacente a la base de esta formación y el desarrollo de depósitos sintectónicos sobre
fallas de crecimiento.
Perez Companc (Kraemer et al, 1999), basados en un análisis tectono-sedimentario de la Cuenca
Tumbes (offshore), definieron secuencias estratigráficas que incluyen depósitos del PleistocenoHoloceno y asignándoles edades basados en la compilación de información sobre los estudios
micropaleontológicos disponibles:

Reciente (Pleistoceno-Holoceno, 2-0 Ma)

Secuencia La Cruz (Plioceno, 5-2 Ma)

Secuencia Malpelo (Mioceno sup, 6-5 Ma)

Secuencia Tumbes (Mioceno sup, 10-6 Ma)

Secuencia Cardalitos (Mioceno medio, 16-10 Ma)

Secuencia Zorritos (Mioceno inf, 24-16Ma)
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
Secuencia Heath (Oligoceno-Mioceno inf, 30-24 Ma)

Secuencia Máncora (Oligoceno, 36-30 Ma)
Las secuencias más antiguas que infrayacen al Oligoceno superior han sido inferidas por los estudios
de geofísica marina.
Figura. Columna
estratigráfica de la Cuenca
Tumbes (PERUPETRO
2005), muestra las
formaciones que la
componen tanto para la zona
costa afuera como
continental.
5.2.2. TECTÓNICA REGIONAL
La evolución tectónica en la que se encuentra la Cuenca de Tumbes-Progreso es conocida mediante el
estudio geológico y geofísico realizado por empresas privadas que explotan hidrocarburos en la
Cuenca Tumbes que abarca gran parte de la extensión del Lote Z-38 o a través de proyectos de
investigación científica extranjeras o nacionales.
Según interpretaciones recopiladas de fuentes como PERUPETRO (2005); la moderna configuración
estructural de la región de antearco del noroeste del Perú y sur de Ecuador, que incluye las cuencas de
Tumbes – Progreso como también la Cuenca Talara-Sechura (ambas, entre los 2°S - 4°S), son
resultado de una compleja evolución tectónica durante el Paleógeno y Neógeno.
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Tanto los períodos de fuerte subsidencia y apertura de cuencas como los episodios de deformación y
reactivación de las áreas de aporte, habrían sido controlados esencialmente por las variaciones en la
velocidad y dirección relativa de convergencia entre las placas de Nazca y Sudamericana (Pardo Casas
y Molnar, 1987; Jaillard et al, 1995) y la colisión de terrenos oceánicos, arcos de islas y terrenos
continentales (Feininger,1987; Mourier et al, 1988; Jaillard, 1993; Jaillard et al, 1995; Jaillard et al,
1997). Según interpretaciones de (Pilger, 1981), la subducción del segmento Peruano al sur de los 2ºS
de Latitud, es de bajo ángulo, casi horizontal. De acuerdo a los estudios de geología submarina
realizados por Bourgois et al. (1988, 1993, 2007), entre los 3º30´S y los 7ºS la Margen Continental
está caracterizada por la ausencia de estructuras comprensivas.
Al norte y oeste de la falla Guayaquil-Romeral las cuencas se habrían desarrollado sobre basamento
oceánico claramente expuesto en el antearco Ecuatoriano (Jaillard et al, 1997). El límite sur del
basamento oceánico es impreciso, sin embargo a juzgar por la elevada densidad de las rocas que
forman el Banco Natural del Perú y la interrupción en la zona de altos gradientes gravimétricos que se
observa a la latitud de Cabo Blanco (Shepherd y Moberly, 1981) es probable que gran parte de la
cuenca de Tumbes-Progreso se haya desarrollado sobre corteza oceánica y continental transicional.
En relación a la Cuenca Tumbes, los principales elementos tectónicos que controlan su evolución
sedimentaria son los siguientes. 1) La región al oeste de la Cuenca Tumbes está controlada por la
estructura Banco Natural del Perú cuyo borde este está limitada por la falla Banco Perú (proyección
sur de la mega estructura Dolores Guayaquil – Puna Pallantanga) y; (2) La región este de la Cuenca
Tumbes es controlada por el Alto de Zorritos-Piedra Redonda y las montañas de los Amotapes.
Figura. Configuración morfológica y estructural desde la Placa de Nazca, cruzando los Andes
centrales (A) y detalle de Cuencas de antearco Tumbes y Talara (1).
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5.2.3. IMPORTANCIA ECONÓMICA
La presencia de un sistema de fosa y arco volcánico a lo largo de la margen occidental de Sudamérica
desde el Mesozoico ha dado como resultado la formación de múltiples cuencas de ante-arco
Cenozoicas. Estas cuencas de ante-arco han sido relativamente poco exploradas en comparación de las
cuencas de ante-país.
El avance desarrollado en la explotación de hidrocarburos ha tenido como centros de operación la
Cuenca Progreso en el departamento de Tumbes. La Cuenca Progreso cuya explotación
hidrocarburífera data desde fines del siglo pasado y comienzos del presente ha tenido una mediana
explotación, actualmente su potencial más importante se encuentra en el zócalo continental
Esto se debe a que solo las cuencas Talara y Progreso han tenido producción comercial de
hidrocarburos y a pesar de que el primer pozo petrolero en Sudamérica fue perforado en la Cuenca
Progreso pocos años después del pozo de Drake.
La compleja historia tectónica de la Cuenca Progreso está influenciado por los patrones de
sedimentación y de erosión en toda la región, así como el lugar, fechas y tipos de sellos, trampas,
posible origen, las rocas de reservorio, la generación de hidrocarburos y la migración.
Las lutitas marinas que están intercaladas con intervalos del reservorio, pueden ser las probables rocas
fuente de hidrocarburos. El momento de la generación de hidrocarburos y la migración era
probablemente Mioceno o menos, después de la creación de la subcuenca Tumbes-Progreso por el
movimiento a lo largo del megacizalla Dolores-Guayaquil.
Más de 220 millones de barriles de petróleo y 255 millones de pies cúbicos de gas (BCFG) se han
producido a partir de la provincia de Cuenca Progreso.
Figura. Mapa de ubicación del Lote Z-38
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5.3.
CUENCA SANTIAGO
En este resumen proponemos una nomenclatura basada en un trabajo detallado de recopilación
bibliográfica y elaboración de un léxico estratigráfico del Paleógeno-Neógeno para la amazonia
Peruana, lo que permitirá uniformizar criterios para el uso de los diferentes nombres formacionales. En
el marco del convenio entre el proyecto BIODAMAZ y el INGEMMET, se elaboró una base de datos
sobre los trabajos realizados en la Amazonía con la finalidad de producir un nuevo mapa geológico. La
nomenclatura utilizada está basada en los trabajos de Williams (1949) para las cuencas Santiago,
Huallaga y Marañón; los trabajos de Kummel (1948) para la cuenca Ucayali; y los de Sullins (1960),
Hatfiled (1962) y la reciente revisión de Hermoza (2004) para la cuenca Madre de Dios. Inicialmente
en los años 60 las compañías petroleras exploraron la región, trabajos remarcables como los informes
de la Gulf Petroleum,Shell, etc. han sido la base para la revisión.
Un criterio clave en la estratigrafía de esta región es la presencia de niveles marinos tanto en el
Paleógeno como el Neógeno, permitiendo una clara subdivisión.
5.3.1. UBICACIÓN Y EXTENSIÓN
La cuenca Santiago está localizada en el extremo Oeste de la cuenca Marañón, ella se separó de la
cuenca Marañón durante la Orogénia Andina del Mioceno - Plioceno los bordes de la cuenca Santiago
muestran una dirección Norte - Sur, entre las montañas de Manseriche y Campanquiz. Por el lado Sur,
con dirección Este - Oeste, limita con la deflexión de Huancabamba, comprendiendo así una extensión
de 24000Km2. En el extremo Norte afloran rocas Pre - Cambricas en la cordillera del Cóndor. La cuenca
Santiago está ubicada geográficamente entre los paralelos 3°00' y 5° 15' de latitud Sur y meridianos
77°27' y 78°04' de longitud Oeste. (Figura. N° 1)
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Imagen N° 21:. Ubicación de la Cuenca Santiago
5.3.2. GEOGRAFÍA
La cuenca Santiago constituye depresiones morfológicas bordeadas por cadenas de montañas con
elevaciones de más 1800m. Asimismo, el flanco Este de la cuenca Santiago está constituido por la
cadena de los cerros Campanquiz. Mientras el flanco Oeste por la Cadena de Huaracayo. Ambas
cadenas, de rumbo Norte - Sur, se aproximan y juntan en la frontera peruana - ecuatoriana, formando el
límite Norte de la cuenca. Finalmente, al Sur con dirección Este - Oeste se encuentra la deflexión de
Huancabamba. El área central de la cuenca es de relieve más bajo y está constituida por ríos y quebradas
que drenan el área del interior de la cuenca. Se distinguen algunas cadenas de elevaciones alineadas en
forma diagonal al valle, las que constituyen elevaciones conspicuas en la parte baja de la cuenca. Entre
estas elevaciones, formadas por núcleos de rocas duras de las formaciones Yahuarango y Huchpayacu,
las más pronunciadas se encuentran en los cerros de Putushim -300m sobre la base del río- y la cadena
de Caterpiza. Los ríos Santiago-Nieva y Marañón son los ríos principales que drenan el área de la cuenca
Santiago, y en los cuales desembocan los afluentes que nacen en las cadenas Campanquiz y Huaracayo.
Toda el área de la cuenca Santiago está cubierta por la típica vegetación tropical, producto del clima
húmedo y de la intensa precipitación pluvial anual.
Las unidades morfoestructurales constituyen depresiones o cuencas intermontánicas, cuya
configuración ha sido determinada durante el levantamiento de la Tectónica Andina del Neógeno Tardío
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(Mioceo - Plioceno). En ellas se han preservado una secuencia sedimentaria que incluyen rocas de edad
Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica, las que por sus características genéticas y por su historia geológica
se podrían constituir potenciales prospectos de hidrocarburos.
Regionalmente se distinguen las siguientes unidades morfoestructurales de Oeste a Este:
■ La deflexión de Huancabamba limita el flanco Sur de la cuenca, presentando una orientación Este Oeste perpendicular a la Cadena de los Andes.
■ El Geoanticlinal del Marañón es una zona montañosa, estructuralmente plegada y constituida por
un núcleo de basamento, aparentemente ha estado tectónicamente activo
La prolongación hacia el Norte constituye La Cordillera del Cóndor (Cordillera Real en el Ecuador) y
las estribaciones en el flanco Este, se denomina Cordillera de Huaracayo. Esta cordillera constituye el
flanco Oeste de la cuenca Santiago y está conformada por sedimentos del Paleozoico, Jurásico,
Cretácico y Paleógeno - Neógeno, y exhibe un intenso plegamiento y fallamiento inverso de dirección
Norte - Sur. Los anticlinales son apretados y los sinclinales son más amplios y conservan una gruesa
cubierta de sedimentos del Paleógeno - Neógeno, éstos aparentemente llegan a tener espesores
considerables.
1) La faja Comaine - Cenepa - Noraime, paralela a la Cordillera del Cóndor y constituida por
sedimentos Cretácicos, Jurásicos y Triásicos.
2) La faja de Kumpin - Ipururo, compuesta por sedimentos Paleógeno - Neógeno.
El geanticlinal Marañón con la deflexión de Huancabamba limita por el Sur y la Cordillera de
Campanquiz al Este, la separa de la llanura Amazónica o cuenca Marañón.
Hacia el Norte, la cuenca Santiago se estrecha notablemente por la aproximación de sus flancos y en
territorio ecuatoriano se juntan y constituyen el levantamiento del alto Cutucú.
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Imagen N° 22: Figura. Rasgos Morfoestructurales
La cuenca Santiago tiene un área de 24000Km2. Donde se preserva una secuencia sedimentaria de rocas
de edad Paleozoica y Jurásica - Triásica, Cretácica y Paleógeno - Neógeno a Cuaternaria.
Estructuralmente es un sinclinorio (definido por Mobil Oil en 1961), con alineamientos estructurales
Norte - Sur con rumbos un tanto oblicuos al rumbo andino.
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Las estructuras anticlinales están cortadas por fallas longitudinales y por fallas transversales, que han
determinado un desplazamiento de los ejes. La complejidad estructural de la cuenca parece haber sido
influenciada también por otras causas, entre las cuales podrían haber núcleos antiguos de actividad
salina o quizás actividad ígnea, sin embargo, las características geológicas la definen como de filiación
petrolífera.
La cordillera de Campanquiz al Este constituye un anticlinal (Manseriche) de rumbo Norte - Sur, de
flancos muy empinados con buzamientos desde 70° a verticales, y en ciertos tramos cortados por fallas
inversas, como en la zona de Anango en el Norte y de Japaina en el Sur. La cordillera de Campanquiz
no sólo forma el flanco Este de la cuenca Santiago, sino también constituye el límite oriental del
plegamiento andino, y de la llanura Amazónica.
La Llanura Amazónica se caracteriza por su topografía baja y plana, constituida por ondulaciones y con
relativo fallamiento, forma parte de la plataforma pericratónica, y constituye la cuenca Marañón.
Imagen N° 23:. Mapa Geológico. Cuenca
Santiago
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5.3.3. ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA SANTIAGO
Las rocas sedimentarias que se encuentran en la cuenca Santiago son mayormente de edad Triásico Jurásico, Cretácico y Paleógeno - Neógeno, acumulando un total aproximado de 10000m de espesor,
depositado en más de tres megasecuencias, sobreyaciendo al basamento metamórfico del Pre-Cámbrico.
Estas megasecuencias son La Megasecuencia Pérmica a Jurásica (Mitu, Pucará, Sarayaquillo); La
Megasecuencia Cretácica (Cushabatay, Chonta, Vivian, Cachiyacu); y La Megasecuencia Paleógeno Neógeno (Grupo Parsep, 2001). La mayor parte de los estudios realizados en la cuenca se han llevado a
cabo en el antiguo lote 50, operado por diversas compañías petroleras desde los años 40.
Las rocas más antiguas se presentan fuera del lote y son del Jurásico, las Capas Rojas del Sarayaquillo
afloran en las afueras del Abra de Pajacusa y Pupuntas, aproximadamente a 16Km al Sur de Santa María
de Nieva. Las rocas más antiguas perforadas en el lote 50 pertenecen a la formación Cushabatay del
Cretácico Inferior, y están a una profundidad a 2955m en el pozo Putuime 1X.
El complejo litológico y estructural del basamento ígneo- metamórfico, es aún desconocido dentro de
los límites de la cuenca, sin embargo, se presume que en la cuenca Santiago, la secuencia sedimentaria
descansa sobre un basamento rígido. El complejo ígneo estaría compuesto por rocas graníticas y
metamórficas, expuestas en las afueras del margen Oeste y Suroeste de la cuenca Santiago, conformando
el núcleo del Geanticlinal del Marañón en la Cordillera Oriental. La profundidad del basamento no se
conoce aún, pero de acuerdo a la información sísmica, combinada con la información geológica regional,
se presume que se encuentra debajo de los 9000m (PetroPerú, 1985). El afloramiento tiene en general
rumbo Norte - Sur y es cortada por rocas ígneas del Jurásico formando la Cordillera del Cóndor al
Noroeste de la cuenca Santiago.
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Observaciones: La estratigrafía está basada en el supuesto de que las formaciones del Paleozoico
Superior aflorantes al Este de la cuenca Marañón están presentes en la cuenca Santiago.
La combinación Tarma Copacabana tiene un espesor aproximado de 300m a 2000m.
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Observaciones: Durante el Pérmico Superior a Triásico Inferior, existió un período de calma relativa,
ya que la fase Finihercínica se desarrolló casi en su totalidad en la parte central del territorio peruano.
Mesozoico.:
Durante el Mesozóico se desarrolló el Ciclo Andino que continua hasta el Cenozóico, dando el relieve
actual de las estructuras. El primer movimiento desarrollado durante el Terciario Medio hasta el
Cretácico Superior consta de un hundimiento (Cuenca Geosinclinal Andina), ingresando el mar por el
Norte y extendiéndose hasta la Región Andina en la Zona Central, interrumpido por un escaso
levantamiento y deformación compresiva; caracterizado todo este evento por secuencias marinas,
continentales o volcánicas.
Observaciones: La cuenca Nororiental está separada de la cuenca marina Noroccidental por el
geanticlinal del Marañón durante el periodo del Triásico Medio a Jurásico Inferior. La erosión originada
por este levantamiento da lugar a la secuencia continental conocida como la formación Sarayaquillo
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Cretácico:
La estratigrafía es similar a la de la Cuenca Marañón, siendo en Santiago más marina, presentando casi
las mismas unidades desde Chonta hasta Casa Blanca. La formación Agua Caliente tiende a desaparecer
hacia el Oeste por cambio de facies. Las lutitas de la formación Nueva Esperanza se confunde con la
parte inferior de la formación Chonta. El sistema Cretácico alcanza aquí un espesor mayor de 2,600 m.
(Pardo 1999)
El levantamiento de la cuenca Triásico – Jurásico terminó aparentemente a fines del Jurásico (Fase
Nevadiana). Y es a comienzos del Cretácico que nuevamente en el área ocurre un proceso de subsidencia
(rezagos de la tectónica Hercínica y de movimiento Nevadianos), que da lugar a la transgresión marina
desde el Oeste hacia el Este, desarrollándose un ciclo completo transgresivo y regresivo, marcando de
esta manera tres secuencias que serán descritas a continuación: 1) una facie transgresiva basal
constituida por sedimentos clásticos depositados en un proceso deltáico a transicional denominado
Cushabatay, 2) una facie transgresiva marina que representa el máximo ingreso del mar Cretácico sobre
el continente, dando lugar a la depositación de los sedimentos de la formación Chonta (incluido aquí
Nueva Esperanza y Agua Caliente), 3) una facie epinerítica, formada por areniscas, limolitas y lutitas,
las que conforman las formaciones Vivian, Cachiyacu y Huchpayacu, respectivamente (PetroPerú
1985).
ANÁLISIS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS
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Desde el punto de vista regional esta secuencia revela cambios litológicos, no sólo en profundidad, sino
también en la distribución horizontal de los sedimentos en la cuenca. Así también puede observarse un
adelgazamiento de toda la secuencia desde el Oeste hacia Este.
De acuerdo a la interpretación geológica realizada por PetroPerú en 1985, se detecta un adelgazamiento
de la secuencia Cretácica en el Alto de Putushim, donde observan que en la parte alta el Cretácico
presenta un espesor de menos de 1000m, incrementándose hacia los bordes hasta más de 2500m.
Este adelgazamiento pudo haber sido consecuencia del tectonísmo desarrollado en el área. Esto parece
indicar que este alto se desarrolló simultáneamente con la depositación de la secuencia sedimentaria del
Cretácico. Este hecho explica de algún modo el orígen de la proliferación de sumideros de petróleo, ya
que éstos siempre acompañan a los altos estructurales preexistentes.
Esta secuencia está ampliamente distribuida a través de la cuenca y aflora tanto en el borde Este como
en el Oeste.
Descansa en disconformidad ligeramente angular, con la formación Sarayaquillo. Hacia el Alto de
Putushim es angular y posiblemente descansa sobre rocas del grupo Pucará. Esta secuencia sedimentaria
es la que ofrece mejores características litológicas para constituir rocas reservorios y generadoras para
prospección petrolífera.
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Cenozoico :
1. Terciario Inferior
La fase Orogénica de fines del Cretácico (Fase Peruana), Post- Santoniano, da lugar al levantamiento de
los Andes, dando termino a la sedimentación marina e iniciando la sedimentación de la facie continental,
desarrollándose así la Formación Puca Inferior (INGEMMET, 1995). La fase Inca ocurre del Eoceno al
Oligoceno, sin embargo al Este de la Región Subandina continuó la subsidencia en forma lenta y en
algunos levantamientos esporádicos en el área de aporte marginal, reflejado por los niveles de capas
rojas representados en el Puca Inferior. Durante el Oligoceno, una breve transgresión marina ingresa por
la zona Norte de la cuenca Subandina, depositándose las lutitas y limolitas de la formación Pozo.
Luego de la retirada del mar Oligocénico, se deposita en el Mioceno una gruesa secuencia de sedimentos
clásticos rojizos, conocidas como las Capas Rojas Superiores, marcando así la “Fase Quechua 2”.
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Cuaternario:
Los depósitos cuaternarios son recientes compuestos por aluviones y gravas de ríos. Las áreas de
aluviones están presentes a lo largo del río Santiago y río Marañón. Los sedimentos aluviales del llano
Amazónico se encuentran al lado Este de la margen de los cerros Campanquiz.
5.3.4. EVOLUCIÓN DE LA CUENCA SANTIAGO
La evolución de la cuenca comienza con la depositación de sedimentos desde el Ordovícico,
representado en la zona Subandina y en el llano Amazónico por la formación Contaya. Posteriormente,
ocurre la orogenia Caledoniana – Taconiana terminando de esta manera la sedimentación en el
Silurico - Devónico con la depositación de la formación Cabanillas.
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La secuencia carbonífera se inicia con el grupo Ambo, seguido de una transgresión marina representada
por el grupo Tarma Copacabana (Carbonífero Superior – Pérmico), las cuales tienen amplia distribución
en la parte Subandina. Posteriormente se inicia la fase compresiva de la Tectónica Hercínica que da
lugar a la depositación de las molasas del Grupo Mitu, seguido inmediatamente después por una
subsidencia y significativa incursión marina que dio origen a la formación del Grupo Pucará del Triasico
Superior a Jurásico Inferior, el cual consta de una serie carbonatada y de una secuencia evaporítica
desarrollada en la parte superior del mismo.
El movimiento orogénico ocurrido durante el Jurásico Superior y el Cretácico Superior (Fase
Nevadiana) se encuentra bien definido en el Perú y Ecuador, y el mismo, está representado en la cuenca
Santiago por inclinaciones moderadas de ligeras elevaciones de la formación Sarayaquillo -antes de la
depositación de la formación Cushabatay del AptianoLos episodios de deformación por compresión ocurrieron durante el Cretácico Superior (Fase Peruana)
y también del Eoceno Medio al Mioceno - Plioceno (Fase Quechua 1), -fases de la Orogénia Andina-.
La interpretación sísmica (Touzett y Sanz, 1985) evidencia un menor retiro de evaporitas durante el
Jurásico Inferior y Superior, con respecto al incremento y variación de las tazas de sedimentación a lo
largo del Mioceno Superior. El empuje penetrante acompañado por diapirismo salino formó estructuras
de depresión a lo largo del río Santiago.
La evolución de la cuenca Santiago al parecer experimentó algunos estadios de depositación estructural
desde el Mesozóico, estos ha sido definido por varios autores como Tousett, Aleman, Pardo, entre otros,
de los cual se resume lo siguiente:
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Terminada la depositación de las evaporitas, los movimientos tectónicos y la sedimentación causaron
inestabilidad gravitacional y provocaron movimientos iniciales de evaporitas. El mayor retiro de sal se
dio durante el evento extensional relacionado a la orogénia ocurrida en el Jurásico Superior (Movimiento
Nevadiano), con movimientos laterales y ascendentes de evaporitas dentro de los centros de las
Montañas de Campanquiz y Huaracayo. Las rocas Cretácica y Jurásicas, delgadas han sido plegadas por
acción almohadas de formadas por las evaporitas, esto sugieren que la sedimentación ha sido controlada
aparentemente por tectónica salina (lo cual ha sido rechazado por el Grupo Parsep en 2001). Estos
alteraciones de grosores pronunciados fueron también acompañados por significantes cambios de facies
a lo largo de la faja.
La carga de sedimentos continuó a través del Paleoceno con movimientos evaporíticos dentro de la
depresión del Santiago, como una muestra esto se encuentra en la estructura Apingraza dentro de la
cuenca; en el cual el crecimiento del fallamiento está registrado en las secciones sísmicas (Touzett y
Sans, 1985). Las altas tazas de sedimentación, asociadas con el Cretácico Superior y el Paleoceno de las
Fases Peruanas (Santoniano) e Incaicas (Eoceno medio) de la Orogénia Andina, se encuentran provistas
de mecanismos para la removilización de evaporitas. Asimismo, la mayor migración de evaporitas hacia
las montañas Huaracayo y Campanquiz, iniciaron la evolución inicial de la cuenca intermontánica del
Santiago. Esta inundación de evaporitas fue posiblemente inducida por reactivación de fallas pre -salinas
la cual crearon una presión de vacío.
El Oligoceno fue el período de latencia con pocos o ningún movimiento. Las tazas de sedimentación
desaceleraron y los cambio de facies se tornaron de fluvial -en el Puca Inferior- a marino somero -en la
formación Pozo-. Los espesores de esta unidad fueron relativamente uniformizados a través de la cuenca,
tal como se encuentra sustentado en los trabajos de interpretación sísmica realizados por Aleman en
1997.
La reactivación de los movimientos evaporíticos durante el Mioceno Inferior estuvo acompañada por la
depositación fluvial recurrente de la formación Puca Superior. Las evaporítas son las causantes de los
anticlinales estrechos y del agrandamiento de sinclinales anchos pre - existentes. Las tazas de
sedimentación se incrementaron significantemente y algunas estructuras muestran adelgazamientos
sindeposicionales.
Luego, la inversión, fallamiento y ampliación de pliegues separados tomaron lugar durante los
movimientos de la fase Quechua de la Orogénia Andina del Mioceno Superior y Plioceno- Pleistoceno.
La deformación fue el resultado de esfuerzos compresionales, los cuales se reactivaron y modificaron el
patrón estructural establecido inicialmente en la evolución de la cuenca. Esto generó la presencia de
anticlinales cerrados simétricos separados por sinclinales anchos, observándose también anticlinales
rotos por estructuras diapirícas.
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5.4.
CUENCA DEL MARAÑÓN
La cuenca del Marañón es una gran cuenca que se extiende al norte de la cuenca subandina de Ucayali,
a través de Perú en Ecuador y Colombia, donde se conoce como el Oriente y las cuencas del Putumayo,
respectivamente. La evolución de la cuenca comienza en el Pérmico Tardío y Triásico temprano con un
evento de extensión importante que disecciona la plataforma subyacente Paleozoico y rocas del
basamento en una serie de fosas tectónicas o menos noroeste-sureste y fosas tectónicas medio. En los
extremos occidentales, se formaron cuencas de rift profundas que contiene secuencias de sedimentos
sinrift derivación continental que se superpone una Triásico al Jurásico edad marino a la unidad de
transición (sabkha) dominada por la deposición de carbonatos y evaporitas. Esto a su vez está cubierta
por regresivos capas rojas continentales de edad Jurásico.
El Marañón oriental es muy diferente con los restos del Pérmico al Triásico Temprano evento
extensional está perseverado sólo como una serie de semigrábenes que contienen una sección preservada
de rocas paleozoicas en los puntos bajos con principios peneplanizacion Cretácico despojarse de la
mayoría, si no todos, los sedimentos intermedios. En el Marañon oriental de la cantidad de rocas
paleozoicas conservados bajo el Cretácico disminuye considerablemente de sur a norte hasta el punto
en el Cretácico se considera que cubre las rocas de afinidad única sótano de la frontera con Ecuador se
acercó.
Con esta diferencia es fácil de dividir la cuenca en dos regiones distintas, la occidental y oriental Cuenca
Marañón dividido por una zona de articulación de mayor. Esta zona de bisagra se apoya con los datos
tanto magnéticos y la gravedad. Representa la línea de flexión que separa el Marañón estable
"plataforma" en el este de la cuenca de hundimiento hacia el oeste durante la fase de hundimiento
térmico de la Cuenca del Triásico Tardío al Jurásico (Cretácico) El tiempo y el rápido hundimiento
Marañon fue durante el Terciario.
La Cuenca del Marañón comenzó a asumir su configuración actual a través de una secuencia de eventos
tectónicos que se extiende por el Terciario y culminó en el Mioceno hasta cerca recientes con la orogenia
Quechua muy deformante. El actual margen occidental día se formó a través de una compleja
combinación de defectos relacionados con llave de alto ángulo, inversiones de cuenca y los frentes de
deformación de piel fina que ahora separan la cuenca del Marañón en la cuenca de Santiago a su noroeste
y la cuenca del Huallaga a su sudoeste
Para estandarizar la estratigrafía del Cretácico de la cuenca del Marañón, se construyeron nueve
secciones regionales en toda la cuenca y justo encima de la Chonta piedra caliza, que está cerca de la
superficie de máxima inundación durante el Cretácico. Cuando sea posible, estos datos fueron atados a
sísmica. Los datos se exportaron a una base de datos de la que se han generado una serie de mapas. Se
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encontró que estos mapas para apoyar las interpretaciones previas previstas en la literatura sobre la
cuenca. Cuando los datos sísmicos se integró en la interpretación estratigráfica, sin embargo, hay varias
cuestiones importantes que surgieron no fueron evidentes con datos simplemente así.
1. La importancia de la HingeLine Marañon a través del cual se producen cambios importantes en la
estratigrafía en el Cretácico
2. El sistema de fallas HingeLine mostró actividades intermitentes a través del tiempo geológico y
afecto a más de la columna geológica que sólo el Cretácico
3. A Cretácico Temprano ONO-ESE tendencia llave evento de extensión relacionados Terciario
Superior significativa puede ser documentado en el noroeste de Santiago Cuencas Marañón y que afecta
en gran medida la estratigrafía de la sección del Cretácico
4. La presencia de un arrecife de parche Chonta edad, que nuclea en la piedra caliza Chonta. Estas
características afectadas significativamente los patrones de deposición más tarde en las secciones
Chonta y Vivian superpuestas.
Los estudios geoquímicos en la cuenca han reconocido dos importantes rocas generadoras de petróleo
que han generado los hidrocarburos que se encuentran en los depósitos cretácicos de la Cuenca del
Marañón. Estos son, el Cretácico Chonta / Formaciones Raya y el Grupo Pucará Triásico / Jurásico. Una
tercera roca fuente menos conocido para la Cuenca Marañón también está presente en la secuencia de
Cabanillas del Devónico. Es, sin embargo, se limita exclusivamente a la parte sureste de la cuenca. La
Chonta y Pucará rocas generadoras en la cuenca y las zonas vecinas son lo suficientemente rico como
para haber generado las cantidades comerciales de hidrocarburos en la actualidad se encuentran en los
campos de petróleo de la cuenca del Marañón, además de una cantidad considerable de hasta el
momento, las reservas no descubiertas. Una migración a larga distancia de estas áreas de cocina roca
fuente de depósito está implicada para las acumulaciones encontrados hasta la fecha.
Tres episodios más importantes de la generación de HC y la migración pueden ser documentados en la
Cuenca. El primer evento se produce durante el Carbonífero / Pérmico temprano tiempo con la
generación de hidrocarburos desde el Devónico Cabanillas y Ordovícico Contaya Formaciones. La
supervivencia de esta fase de generación de hidrocarburos antes de tiempo debido a la tectónica y el
exceso de madurez es cuestionable, sin embargo. El segundo caso se produjo a finales del Jurásico, lo
que desencadenó la generación de hidrocarburos Pucará. El tercer evento de generación de hidrocarburos
se produjo durante el Neógeno y afectó las secuencias mesozoicas y parcialmente el Terciario. Se genera
un segundo impulso de aceite madura y gas desde el Pucará Pucará donde la generación de hidrocarburos
no había terminado. Chonta generación de HC y de la migración, sin embargo, es un proceso continuo
que se ha mantenido hasta la actualidad.
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Modelos de exploración en la cuenca del Marañón para los últimos 20 años han sido más o menos
impulsada por los mismos conceptos. Esto es muy evidente cuando se examina la literatura y revisa los
pozos NFW perforados en la cuenca entre 1990 y 2000. Los criterios fundamentales para la definición
de objetivos de exploración del Cretácico históricamente en la cuenca del Marañón, fue la presencia de
paleo-estructuras. La lógica detrás de esto es que el sonido de los paleo-estructuras necesarias para estar
en su lugar en el Terciario temprano, para tomar el pulso de primaria y principal de Chonta generan
aceites. Esta es una filosofía que se ha dictado la exploración en la Cuenca Marañón desde hace bastante
tiempo a pesar de las numerosas acumulaciones con
• No paleo-estructura
• Paleo-estructuras demasiado pequeñas para dar cuenta de la cantidad de petróleo que
actualmente atrapado
• Estructuras de día de presencia en paleo-estructuras bien desarrolladas que están secos o con
columnas de petróleo insignificantes
Con estas inconsistencias claramente existen otros mecanismos en el trabajo. ¿Dónde se ha encontrado
petróleo en las estructuras más jóvenes, la explicación es que se utilice la nueva migración de petróleo
desde un roto o con una inclinación mayor acumulación. Esto es ampliamente aceptado y en este
informe, uno de los aspectos más críticos para la exploración futura de petróleo en la cuenca del
Marañón. Las deficiencias de la hipótesis de paleo-estructura es que se echa de menos dos cuestiones
muy importantes, trampas paleo-estratigráficas a gran escala y paleo-estructuras que ya no se cierran.
Mientras las trampas de estos dos estilos se encontraban en el lugar y proximal a las estructuras de edad
Terciario Tardío andinos tarde en desarrollo, la nueva migración de estos paleo-acumulación en las
estructuras de edad más jóvenes está lejos de ser difícil de imaginar. Obviamente, algunos de estos
paleo-trampas sería coincidente con las estructuras más jóvenes y otros no. La clave para la exploración
en la cuenca del Marañón se encuentra en la definición de los paleo-trampas, no sólo estructuras, y en
la ruta remigración de ese hidrocarburo durante la deformación Quechua.
La otra desventaja respecto a las actividades de exploración del pasado en la cuenca del Marañón ha
sido su enfoque en depósitos del Cretácico. En este y en un estudio previo en PARSEP Cuenca Huallaga
y sus alrededores, se hizo evidente que los carbonatos del Grupo Pucará representan objetivos de
exploración viables en el oeste de la cuenca Marañón. En la mitad sur de la cuenca del Marañón, por
ejemplo, sólo hay cuatro penetraciones en el Pucará y todos se encuentran en el más extremo sudoeste
de la cuenca. De éstos, tres cruza el Pucará de manera no prospectiva supramareal de facies continentales
y el que así, Shanusi 1X, que cruza el Pucará En un estudio prospectivo facies encontradas gas teniendo
carbonatos porosos. Nuestro modelo actual tiene el Shanusi 1X penetrar un carbonato intratidal alta
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energía a lo largo de un paleo-alta tendencia creada por el Pérmico tardío hasta principios de evento
rifting triásico. Este es un espacio abierto potencialmente productivas que se pueden extrapolar tanto al
norte como al sur del pozo.
Los restantes significativa poco explorado la sección en la cuenca del Marañón es la del Paleozoico.
Aunque poco estudiado en esta investigación, se reconoce que justo al este en la frontera con Brasil, una
sección similar es productivo y que un potencial similar puede existir en la cuenca del Marañón del
Perú.
A través del estudio hidrodinámico patrocinado por PARSEP, fue posible identificar las áreas donde se
produce la inclinación hidrodinámica. Inclina se espera que sean muy graves en la cuenca del Marañón
occidental donde los altos jefes hidrológicos pueden asignarse dentro de la sección del Cretácico, cerca
de las zonas de recarga muy elevadas en la faja plegada y corrida del margen de la cuenca occidental.
El efecto disminuye al este y al sureste a través de la cuenca y los datos de medición se ajusta
estrechamente con lo que se observa en los campos. Contactos de aceite / agua inclinadas sólo se han
encontrado en el área productiva de la cuenca del Marañón norte (Lote 1AB Area) y no en el área de
producción del sur (Bloque 8 Area). Hidrodinámica son claramente un componente importante para la
comprensión de la dinámica de los sistemas operativos de petróleo en la Cuenca.
La cuenca del Estudio Marañon estaba destinado a ser una obra regional, la integración de los datos
tanto como sea posible dentro de la cuenca para investigar si los nuevos conceptos de exploración, calles
de exploración, etc, podrían definirse. No tenía la intención de ser un ejercicio de exploración, donde el
objetivo final es la definición de las perspectivas se pueden explorar. Sin embargo, las perspectivas y
conduce surgieron y se identificaron como a) Picuro Vivian Prospect, b) Picuro Pucará Prospect, c)
Nutria Prospect, y d) Perspectiva Majaz. Los dos últimos tienen múltiples objetivos dentro de la sección
del Cretácico.
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Geología de la zona del marañón
Imagen N° 24 Áreas de investigación de la PARSEP GROUP
5.4.1. DESCRIPCIÓN GENERAL
La cuenca del Marañón es una gran cuenca subandina (Figura 5) que se extiende hacia el norte desde la
cuenca del Ucayali, a través de Perú en Ecuador y Colombia, donde se conoce como el Oriente y las
cuencas del Putumayo, respectivamente. La evolución de la cuenca comienza en el Pérmico Tardío y
Triásico temprano con un evento de extensión importante que disecciona la plataforma subyacente
Paleozoico y rocas del basamento en una serie de fosas tectónicas o menos noroeste-sureste y fosas
tectónicas medio. En los extremos occidentales, se formaron cuencas de rift profundas que contiene
secuencias de sedimentos sinrift derivación continental que se superpone una Triásico al Jurásico edad
marino a la unidad de transición (sabkha) dominada por la deposición de carbonatos y evaporitas. Esto
a su vez está cubierta por regresivos capas rojas continentales de edad Jurásico.
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Imagen N° 25:Mapa geológico del el Marañón
El Marañón oriental por el contrario es muy diferente con los restos del Pérmico al Triásico Temprano
evento extensional está perseverado sólo como una serie de fosas tectónicas media (bloques de fallas
inclinadas), que contiene una sección preservada de rocas paleozoicas en los puntos bajos de
principios del Cretácico peneplanation despojarse de la mayoría, si no todos, de los sedimentos que
intervienen. En el Marañon oriental de la cantidad de rocas paleozoicas conservados bajo el Cretácico
disminuye considerablemente de sur a norte hasta el punto en el Cretácico se considera que cubre las
rocas de afinidad única sótano de la frontera con Ecuador se acercó.
Con esta diferencia aguda entre las cuencas del Marañón occidental y oriental, es fácil de dividir la
cuenca en dos regiones distintas separadas por una zona de articulación mayor. Esta zona de bisagra es
identificable en sísmica y con los dos datos magnéticos (Figura 6) y la gravedad (Figura 7).
Representa la línea de flexión que separa el Marañón estable "plataforma" en el este de la cuenca de
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hundimiento hacia el oeste durante la fase de hundimiento térmico de la Cuenca del Triásico Tardío al
Jurásico (+ Cretácico?) El tiempo y el rápido hundimiento Marañon foredeep durante el Terciario.
La Cuenca del Marañon comenzó a asumir su configuración actual a través de una secuencia de
eventos tectónicos que se extiende por el Terciario y culminó en el Mioceno hasta casi reciente con el
quechua muy deformante I, II y III orogénesis. El actual margen occidental día se formó a través de
una compleja combinación de defectos relacionados con llave de alto ángulo, inversiones de cuenca y
los frentes de deformación de piel fina que ahora separan la cuenca del Marañón en la cuenca de
Santiago a su noroeste y la cuenca del Huallaga a su sudoeste.
5.4.2. GEOLOGÍA REGIONAL
La evolución geológica de la mayor área de la Cuenca Marañón está controlado por dos sistemas
tectónicos regionales reconocidos en las cuencas sub-andinas del Perú. La primera, la pre-andina del
sistema, se compone de tres ciclos de Ordovícico, Devónico y Carbonífero-Pérmico edades que
recubren el basamento precámbrico de la Guyana y escudos brasileños. El segundo, el Sistema
Andino, se inició con el comienzo de la subducción a lo largo de la margen occidental del Perú.
Abarca varias secuencias mega-estratigráficas y numerosos ciclos sedimentarios menores, que van
desde finales del Pérmico hasta el presente. La columna estratigráfica que ha sido utilizado por
PARSEP en la cuenca del Marañón es representativa de toda NE Perú y se presenta en la Figura 8. La
excepción a esto es cuando se hace referencia a los intervalos del yacimiento productivos dentro de la
sección Chonta y, a continuación, se utiliza la terminología de operador original.
5.4.3. SISTEMA PREANDINO
El sistema de pre-andina se inicia con el ciclo del Ordovícico y está representado por la Formación
siliciclástica Contaya. En NE Perú como se encuentra en la cuenca del Marañón, la Formación
Contaya tiene un espesor de hasta 150 A de espesor máximo de 4500, sin embargo, se ha reportado
para el ciclo en la Cordillera Oriental en el sur de Perú. Los afloramientos Formación Contaya en las
montañas de Contaya de la cuenca norte de Ucayali y en las montañas de Shira.
Siguiente en la sucesión es el ciclo Silúrico (no presente en el norte de Perú), que está representado
por argilitas, flysch y Tillites, y puede alcanzar espesores de hasta 1000m en el sur de Perú
(Laubacher, 1978). Este ciclo deposicional termina con un episodio de erosión en el Oriente peruano
que es el resultado de movimientos tectónicos durante la orogenia Caledonian / Taconian. El ciclo
Silúrico se funde con la del Devónico, que se compone de sedimentos del Grupo Cabanillas que se han
depositado en la Madre de Dios, Ucayali y Cuencas Marañón. En el sur de Perú, los sedimentos del
Devónico alcanzan espesores de hasta 2.000 metros, mientras que en el norte de Perú, el espesor
máximo alcanzado es de 1000m. Dentro del área de estudio, se han encontrado rocas del Devónico
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sólo en un número mínimo de pozos, pero sólo dentro de los perforados en el margen sureste de la
cuenca.
El Grupo de Tarma-Copacabana se encuentra ampliamente distribuida en la mayoría de las cuencas
andinas. Es predominantemente una secuencia carbonato marino, aunque el ciclo se inicia con una
multa a la piedra arenisca de grano grueso basal, la Unidad de arenisca verde. Este está cubierta por
una secuencia gruesa de color gris oscuro, calizas fosilíferas (wackestones, packstones y grainstones)
y delgadas intercalaciones de lutitas de color gris oscuro y anhidritas. La unidad contiene varios
intervalos con foraminíferos fusulinid característicos del Pérmico. Las calizas Copacabana cubrían la
mayor parte de la Sub-Andina Perú, con la excepción de la Contaya Arch y varios otros altos
estructurales, que se superpone a las rocas del Cretácico de edad Paleozoico inferior. La Formación de
Copacabana, a su vez, se concordantemente cubierta por la Formación Ene, una secuencia que
contiene lutitas negras orgánicos ricos, dolomías y areniscas de menor importancia. Sólo tres pozos en
la cuenca del Marañón se han cruzado una sección Tarma / Ambo, el Palo Seco 1X, Marañon 110-1, y
La Frontera 1X. El Grupo de Copacabana, sin embargo, ha visto una serie de penetraciones, con el
Tamanco 1X, 1X Orellana, Zapote 1X, 1X Palmera y el Yarina 1X pozos de haber atravesado toda
esta secuencia. Por último, la parte más alta de las secuencias del Paleozoico, la Formación Ene sólo
ha sido penetrado por el Tamanco 1X y 1X Orellana pozos.
5.4.4. SISTEMA ANDINO
El Sistema Andino se inició simultáneamente con el inicio de la subducción andina. Un cambio
importante en el régimen tectónico en la frontera noroeste de la placa de América del Sur, promovido
reordenamientos isostáticos. En una escala global, la fase inicial del Sistema Andino desarrolló
durante las vacaciones de Pangea arriba (M. Barros y E. Carneiro, 1991). El desarrollo de la zona de
subducción andina a finales del Pérmico al Triásico temprano con el apoyo de la información
geológica recogida por Audebaud, et. al. (1976) a lo largo de la Cordillera Oriental del Perú, donde
reconocieron un arco Pérmico-Triásico continental volcánico. La Formación Lavasen volcánica, que
se ve en afloramientos subyacen discordantemente al Grupo Mitu, al oeste de la cuenca del Huallaga
(Serie A: Carta Geológica Nacional, INGEMMET Boletín No. 56, 1995) podría ser un remanente de
este arco. La Formación Lavasen también se encuentra inmiscuirse rocas más antiguas, como la
Formación Ambo. Su miembro inferior es una secuencia volcánico-sedimentaria con clásticos rojas
intercaladas. El miembro superior se compone de espesos flujos de lava y brechas.
En un estudio hecho por PARSEP en el "marco tectónico de la Cuenca Evolución en el Perú" (A.
Tankard, 2001), Tankard correlaciona la orogenia Juruá con el inicio de nuestra definido
anteriormente 'Sistema Andino ". Hacia el final del Pérmico, la relajación de la cuenca extensional
anterior formando subraya que culminó con la deposición de la Formación Ene fueron interrumpidos
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por un levantamiento regional y una discordancia pronunciada que marca un primer orden de la
secuencia límite después Ene acumulación (Figura 10). Este evento es considerado por Tankard (2001)
que corresponden al evento Juruá identificados en las cuencas del Acre y Solimoes del alto Amazonas
brasileño. Tankard (2001) describe un ciclo de tres partes de la formación de las cuencas y la
sedimentación que se repite en todo el Fanerozoico de América del Sur. Normalmente, cada ciclo
consiste en (1) una fase temprana de la subsidencia ruptura controlada y depósito de clásticos
relativamente gruesa de grano, (2) el abandono de la subsidencia controlada culpa individual y uncir
juntos de los distintos depocentros en una cuenca eperic superficial, y la deposición de una cubierta
extendida de clásticos finos y potenciales rocas fuente de petróleo, y (3) un cambio notable en los
campos de tensión resultante en la inversión estructural, la elevación y la orogenia.
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Imagen N° 26 :Línea sísmica O-95-08 en el suroeste de la mayor cuenca del Marañón que muestra la
evolución de un Pérmico Tardío hasta principios de cuenca extensional Mesozoico mediante el uso de
diferentes sistemas de referencia (aplanadas) (PARSEP, 2002)
El Triásico Tardío - Jurásico cubierta tectono-estratigráfica Medio acumula en un complejo cuenca
compartimentada. Esto se demuestra en la Figura 10 sísmicamente y en forma de mapa, en la Figura
11. La sucesión cubierta consta de camas Mitu rojos en segmentos rift aislamiento, la acumulación de
clásticos de grano más fino Pucará, calizas y evaporitas, y la terminación de la manta Sarayaquillo
generalizada. Inicio de la subsidencia y sedimentación de la Formación Mitu se atribuye a un proceso
de colapso orogénico tras la orogenia Juruá Hercynican.
Un entorno regional sabkha supramareal desarrolló en la transición entre el Pucará y Sarayaquillo
Formaciones, que marca el inicio de la deposición marina continental y superficial. Mobil Oil
reconoció la Formación Shaypaya en la década de los 90, una unidad clástica y pizarra que subyace a
la formación Sarayaquillo encima del Pucará. De manera similar, se observaron afloramientos 'sal'
numerosos evaporitas en esta posición estratigráfica aunque se intentaron correlaciones regionales.
Como parte de su trabajo de campo en el área de la Cuenca Huallaga consorcio Advantage /
Burlington han sugerido un nuevo nombre para la formación de esta unidad, la Formación
Callanayacu (Advantage, 2001). En afloramientos y subsuelo que se ha descrito como una extensa
depósito de evaporitas, sal principalmente anhidrita, yeso y menores, con intercalaciones de dolomías
y calizas. En la faja plegada y corrida del Perú esta unidad evaporíticos se puede remontar a una
distancia de al menos 700 km. Estos depósitos se cruza en subsuelo por el Oxapampa 7-1 y Chio 1X
pozos en la parte central de la cuenca del Ucayali, y por el Putuime 1X de la cuenca de Santiago, en el
norte. En el medio, grandes depósitos de evaporitas se han identificado en el afloramiento de la cuenca
del Huallaga y en el Cinturón Plegado de empuje, y la cuenca del Ucayali occidental.
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Con una mayor regresión del mar Jurásico el Pucará y Callanayacu formaciones se superpone al
Jurásico Medio camas Late continentales rojos de la Formación Sarayaquillo. A Pucará "resumen" y
facies mapa de distribución para el este de Perú se presenta en el 21 bis del recinto.
Terminación de la deposición Sarayaquillo coincide con el final del Jurásico, que está representado
por la discordancia de Nevadan regional sobre la cual se encuentra sedimentos de edad cretácea. Este
es un límite general bien reconocido en sísmica, por debajo del cual, el Jurásico se ve a espesar el
oeste y localmente subcrops con gran angular. Deposición Cretácico se inició en la mayor Marañon /
Cuenca del Ucayali en tiempos Neocomiano-Aptiense y se caracterizó por una cuña occidental del
engrosamiento fluvial de clásticos marginales ocasionalmente interrumpidos por la sedimentación de
carbonatos.
Figura 27: (Después de Tankard, 2001) Jurásico Tardío - Cretácico Temprano paleogeografía,
mostrando dos estilos principales de la formación de las cuencas, a saber. desgarre asociada cuencas
extensionales en el que las faltas normales extensionales son aproximadamente orientado hacia el
norte, y NW-orientados cuencas de desgarre.
El locus de la subsidencia extensional fue entre el Contaya y zonas de cizalla Jambelí-NaranjalVuana. Ac, cuenca del Acre; bsz, Biabo zona de cizalla, C, Kutukú depocentro; co, Contaya alta; csz,
Contaya zona de cizalla, H, Cuenca Huallaga, entre otras cosas, Arco de Iquitos; jnvsz, Jambelí-
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Naranjal-Vuana zona de cizalla; JSZ, Juruá zona de cizalla; lT FTB, tarde faja corrida veces
Terciario de la gama de Madre de Dios, N Napo depocentro; pa, Paragua zona de cizalla; ZSP,
Pucallpa zona de cizalla, S, Santiago Cuenca, sh, Shanusi fallo (Chazuta Thrust-PARSEP) ; U,
Cuenca Ucayali.
La deposición del Cretáceo mar eperic finaliza durante el Cretácico Superior, con la llegada de los
primeros impulsos de la orogenia andina (Fases peruanos y incaico) y en ese momento hasta el tiempo
del Eoceno Medio, deposición melaza de estilo dominó la cuenca. Esto fue interrumpido durante el
Eoceno Tardío a Oligoceno temprano por una transgresión marina que dio lugar a la deposición de la
Formación Pozo. Deposición Melaza reanudó en el Oligoceno Tardío, que culminó durante la
deformación Quechua Mioceno y ha continuado hasta la actualidad.
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5.5.
CUENCA DE TALARA
5.5.1. UBICACIÓN Y LÍMITES:
Las Cuencas Talara y Lancones se hallan en el NW del Perú cubriendo una vasta extensión de oeste a
este, parale a los Andes. La depresión de la Cuenca Talara se muestra elongadamente con un rumbo NE
– SW; actualmente está Cuenca está en parte dentro del continente, y la mayor parte se halla en el zócalo
continental. Los sedimentos que conforman la región Máncora (parte norte Cuenca Talara) son en su
mayoría cenozoicos, principalmente del sistema paleógeno – neógeno. Subyacente a ellas se encuentra
la base paleozoica denominada la Formación Amotape del pensilvaniano principalmente.
CENOZOICO:
Dentro del Cenozoico encontramos las siguientes formaciones:
Imagen N° 028: Columna geológica generalizada para el área de Carpitas (parte norte de la Cuenca
Talara). Tomada de Reporte de GMP, 1993, actualmente editada.
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5.5.2. FORMACIÓN SAN CRISTÓBAL
Esta Formación aflora principalmente al sur de la Cuenca Talara, está constituida de areniscas y
limonitas con pequeños niveles conglomerádicos, aumentando su granulometría hacia el norte. Tiene
aproximadamente 600 metros de espesor y su ambiente de depositación es básicamente un delta
progradante, variando de frente deltaico a episodios fluviales (Serrane, 1987).
5.5.3. FORMACIÓN MOGOLLON
Está compuesta de areniscas grises de grano fino a medio hacia el tope, y de conglomerados de cuarzo
blanco y cuarcitas, con lutitas grises y abigarradas micáceas hacia la base. Aflora en la salida de la
quebrada La Bocana donde forma una torre de un conglomerado heterogéneo, anguloso y muy duro.
Imagen N° 29: Facies Mogollón en quebrada Cerezito, secundaria a la quebrada. La Bocana.
A la Formación Mogollón se la interpreta como un sistema fluvial anastomosado de alta energía y de
gran capacidad de transporte, muy proximal, indicando la existencia de conos aluviales al este. Está
datada como del eoceno inferior (Reporte GMP, 1993).
5.5.4. FORMACIÓN OSTREA-ECHINO
Esta Formación aflora principalmente al este de la Cuenca Talara, está constituida de areniscas medias
a gruesas de color gris hasta conglomerádicas en bancos masivos, intercalados con lutitas y limonitas,
en secuencias que presentan “foresets” de progradación. Gran parte de la sección es una alternancia de
facies fluviales con estructuras festoneadas y secuencias con facies de plataforma. En los registros
eléctricos de pozos en la parte inferior del Ostrea siempre se observan varias secuencias progradantes
(grano y estrato – creciente hacia arriba). Estos afloramientos han sido reconocidos en las quebradas
Máncora-Fernández y Cerecito. Los bancos son de areniscas finas a medias hasta conglomerádicas.
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Está datada como del eoceno inferior (Reporte GMP, 1993) y tiene más de 4500 metros de espesor. Su
ambiente depositacional es un sistema fluvio deltaico muy cercano a la plataforma, dominado por olas
y corrientes marinas (IFEA, 1987).
Imagen N° 30: Estructuras festoneadas de la Formación Ostrea – Echino. quebrada. Cerecito.
Imagen N° 31: Brechas Talara selladas por una secuencia transgresiva
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5.5.5. GRUPO TALARA
La parte inferior del Grupo presenta pocos afloramientos, se le reconoce en niveles no deformados de
lutitas consistentes, infrayaciendo a los depósitos de las brechas sedimentarias tipo Talara.
Imagen N° 32: Secuencias grano-estrato crecientes de Talara superior en quebrada Cabo Blanco.
La 2da unidad nominada Brechas Talara, se encuentra en casi todos afloramientos de las quebradas
visitadas; esta se presenta como una mega brecha, interpretada como el resultado de deslizamientos
gravitacionales de borde de plataforma (Monges, Reporte BPZ, 2005).
En la quebrada Máncora, existe un afloramiento clave, donde se observa como un nivel transgresivo
sobreyace en contacto directo y discordante.
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5.5.6. SECUENCIA TRANSGRESIVA QUE SELLA LAS BRECHAS TALARA.
Este nivel sella la unidad Brechas Talara y toda su deformación (Foto. 2.15), interpretándose que las
Brechas Talara constituyeron un depósito sedimentario que se generó al borde de la plataforma en el
eoceno medio. El informe de BPZ Energy (2005) cita la Muestra M-69 de datación de las Brechas Talara
de la quebrada Plateritos, del punto TUM-449, cuya litología es arcillosita marrón, deleznable da una
edad relativa del eoceno medio con un paleoambiente marino de plataforma.
La parte superior del Grupo Talara se observa muy bien en la quebrada Pozo - Cabo Blanco. En esta
quebrada, se encontró a las Brechas Talara (Foto. a) cubierta por varios apilamientos potentes de
secuencias grano y estrato crecientes de plataforma (Foto. b).
Imagen N° 33: Olistolitos de la unidad Brechas Talara (ebt) en quebrada Pozo Cabo Blanco,
Máncora.
Imagen N° 34: Secuencias grano-estrato crecientes de Talara superior en quebrada Cabo Blanco.
Las secuencias apiladas están constituidas de sedimentos clásticos finos, también de conglomerados más
gruesos y potentes, entre estas secciones potentes se tiene lutitas negras con probable contenido
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orgánico. Interpretamos este apilamiento como el depósito y la construcción de una plataforma marina
que someriza paulatinamente por la progradación de un sistema deltaico, el cual es ahogado por pulsos
de subsidencia, controlados probablemente por tectónica distensiva que abre gradualmente a la Cuenca,
haciendo retroceder al delta, y este al encontrar un nuevo espacio generado por la subsidencia se instala
nuevamente por el amplio aporte de sedimentos desde las partes más altas.
5.5.7. FORMACIÓN CHIRA-VERDUN:
Secuencialmente, la Formación Verdun, clástica, sería la parte basal y media del sistema mega
turbidítico, y la Formación Chira, arcillosa, sería la parte más fina, distal y superior del sistema.
Observando este gran sistema y aceptando los nuevos conceptos de estratigrafía secuencial, se acepta la
variación lateral de las facies y se pauta los diferentes contactos establecidos normalmente según la
litoestratigrafía, en el cual arealmente no tiene que encontrarse siempre todas las secuencias de facies
gruesas por debajo de las finas. Observando las variaciones de las facies finas y gruesas en secciones
poco potentes, y las diferenciaciones de repeticiones secuenciales mostrándose grano y estrato
decrecientes hacia arriba, es considerada como una megasecuencia transgresiva y / o retrogradante, dado
que las secuencias de las facies dístales se acomodan progresivamente por encima de las facies más
proximales.
La Formación Chira – Verdun (Informe BPZ, 2005) está relacionada según esta interpretación en un
sistema mega – turbidítico, comenzando con la Formación Chira como las facies más finas y dístales de
lutitas marrones y verdosas (Foto. a). Este sistema tendría en sus facies
Imagen N° 035 :Foto a: Turbiditas finas dístales. Típica facies Chira en quebrada Seca.
Esta Formación es del eoceno superior, y tiene aproximadamente 1450 metros de espesor para esta parte
de la Cuenca. La Formación Chira - Verdun es un complejo de canales turbidíticos a mega turbidíticos
(Foto. b y c).
3
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Imagen N° 36 : Foto b: Canal Turbidítico relacionado con la Formación Verdun, erosionando a la
subyacente Brecha Talara en quebrada Seca – Carrizales.
Imagen N° 037: Foto c: Foto más al detalle de cómo sella el canal turbidítico Verdun a las mega
brechas Talara.
5.5.8. FORMACIÓN MIRADOR
La Formación Mirador ocurre en forma tabular con arenas y conglomerados de cuarzo de grano grueso
relativamente poco potente (10 a 12 m), pero con bancos macizos y bien definidos, aflora nítidamente
en quebrada Seca. Presenta clinoformas de gran escala (estructuras tipo Gilbert delta) (Fotos. a y b) que
la definen como unidad depositada en un ambiente deltaico. A nivel regional tiene aproximadamente
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1050 metros de espesor (Reporte GMP, 1993), en el área a lo máximo se observó unos 100 metros de
espesor.
Generalmente, son arenas y conglomerados bien retrabajados con clastos redondeados y pueden
constituir un buen reservorio de hidrocarburos. Su edad referencial es datada como del eoceno superior.
Imagen N° 038: Formación Mirador y la famosa estructura tipo “Gilbert delta” con clinoformas
de gran escala. En quebrada Seca.
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Imagen N° 039: Foto b: Formación Mirador con la estructura tipo Gilbert Delta a mayor escala.
Quebrada Seca.
5.5.9. FORMACIÓN PLATERITOS
La Formación Plateritos es el miembro basal de la Formación Máncora, es la unidad geológica más
conspicua y resaltante de esta región (Reporte BPZ, 2005) Es de color blanco, y resalta a mucha distancia
(Foto. a), presenta sus facies de conglomerados continental, fluvial y aluvial con alto contenido de
cuarzo, anguloso y niveles con superficies endurecidas rojiza a violácea indicando exposición subaérea
a batimetría cero. Sus facies blancas por el alto porcentaje de cuarzo se interpretan como el resultado de
la erosión de montañas de granito,
Expuestas cerca del borde de la Cuenca, accionadas probablemente por fallas del inicio de la Cuenca
Tumbes (Reporte interno BPZ, 2005) En la zona estudiada, su espesor es variable, generalmente, esta
Formación tiene 140 metros a nivel regional (Reporte interno BPZ, 2005), esta Formación es límite de
las Cuencas Tumbes y Talara. La edad es aproximadamente del oligoceno inferior.
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Imagen N° 40: Formación Plateritos (oligoceno) en la escarpa de la falla Carpitas. Las limolitas
marrones subyacentes son probablemente pleistocenas rellenando el semi-graben de la quebrada
Carpitas.
5.5.10. FORMACIÓN MÁNCORA
La Formación Máncora, es una unidad muy potente que alterna sedimentos gruesos fluviales con niveles
marino someros, tiene potentes intercalaciones de lutitas de llanura de inundación y de ambiente marino,
con huellas de bioturbación, consiste de areniscas conglomerádicas, conglomerados e intercalaciones de
lutitas abigarradas. Su espesor en el campo es de varios centenares de metros alcanzando
aproximadamente más de 1000 metros.
Además, se extiende en gran parte de la Cuenca Tumbes, su presencia está controlada por los pozos
perforados en la región. Se halla en concordancia suprayacente a la Formación Mirador con su miembro
basal, la Formación Plateritos (Foto a).
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Imagen N° 41: La Formación Máncora de fondo y el miembro basal Plateritos delante en
quebrada Plateritos.
De la Foto b se puede observar el contacto normal entre las Formaciones Máncora y Plateritos, en medio
de ella hay una pequeña quebrada que sirvió de acceso hasta la parte más alta. En ella se midió una
sección desde la base (cerca del límite discordante de la Formación. Plateritos con la Formación. Chira)
hasta la parte más alta de la Formación Máncora. Esta sección tuvo más de 100 metros de espesor,
haciéndose una descripción muy detallada de las principales estructuras sedimentarias, litología, y
estimándose el posible contacto entre ambas Formaciones. En la sección se separó lutitas finas a micro
conglomerados gruesos (ver imagen).
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Imagen N° 042 : Sección medida en contacto de las Formaciones Plateritos y Máncora, desvío en
quebrada Seca, aproximadamente 100 metros (L = lutita; F,M,G,Mg = Areniscas finas,
medianas, gruesas y muy gruesas; Mq, G = microconglomerados, gruesos.
5.5.11. FORMACIÓN HEATH
La Formación Heath únicamente está presente en el graben Carpitas. Es de edad mioceno inferior –
oligoceno superior (Reporte GMP, 1993) y se caracteriza por tener lutitas marrón oscuras a gris claras,
intercaladas con limolitas. Las lutitas son micromicáceas y microcarbonosas (Foto a).
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Imagen N° 043: Facies Heath en la carretera Panamericana cerca de la boca de quebrada Seca.
Podría alcanzar aproximadamente 1000 metros de espesor. La presencia de Heath se basó en el estudio
de foraminíferos planctónicos y bentónicos, efectuado por David Sánchez a fines de 1993 (Reporte
GMP, 1993) ratificándose la determinación de la Formación Heath.
Por encima de la Formación Heath, se encuentra una secuencia estratificada poco consolidada,
probablemente de edad pleistocena (Fotos. b y c), rellenando el graben de Carpitas (P. Baby, 2005comunicación personal). Esta Formación puede ser confundida por su similitud con la Formación
Cardalitos.
Imagen N° 044: Mostrando la zona de contacto entre el relleno pleistoceno del semi-graben de
Carpitas y la subyacente Formación Heath. (P. Baby, 2005).
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Imagen N° 045: Afloramiento, del contacto del Heath con la superficie de erosión de la base del
pleistoceno. El conglomerado suelto, sin matriz es la señal de la superficie de erosión.
5.5.12. EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DE LA CUENCA TALARA:
En la Cuenca Talara se acumularon sedimentos carbonatados desde el albiano (Formación. Muerto),
pasando a sedimentos provenientes de un margen activo desde el cretáceo superior hasta el oligoceno.
La historia de la Cuenca comienza en el albiano con los sedimentos carbonatados de la Formación.
Muerto, luego la sedimentación en el campaniano, con facies continentales y fluviales (Formación.
Sandino) a facies litorales y marinas (Formación. Redondo). Esto demuestra que la Cuenca tenía un
régimen de subsidencia desigual mucho mayor hacia el sur. La sedimentación sigue siendo marina
durante el maastrichtiano (Formaciones Monte Grande, Ancha, Petacas) y el paleoceno (Formaciones
Mesa, Balcones) con depósitos lutáceos y conglomerádicos intercalados. (Serrane, 1987).
Antes de la depositación del eoceno inferior, se produce una caída del nivel del mar, erosionándose hacia
el norte, hasta las rocas paleozoicas. Sobre esta superficie de erosión se acumulan sedimentos fluviales
a marino somero (Basal Salina) desarrollándose una secuencia progradante rápida.
Cuando la Cuenca se profundiza un poco, se depositan sedimentos litorales (Formación. San Cristóbal),
generándose una secuencia progradante en los conglomerados de la Formación Mogollón.
Al extenderse la Cuenca hacia los paleo relieves de los Amotape marcando la actividad tectónica
limitando los Amotapes recibe gran cantidad de sedimentos gruesos.
En el eoceno inferior se alternan pulsos de profundización y somerización, gradando a los sedimentos
más finos hacia el tope, esto habría pasado en la Cuenca Pazul hacia el NW, donde La Formación Ostrea
– Echino muestra estas secuencias de profundización en sistemas fluviales.
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Se tiene marcado que las subidas y bajadas del nivel del mar en algunos lugares la Cuenca Talara se
deben a levantamientos y hundimientos de bloques ocasionados por la actividad tectónica. (Serrane,
1987).
En el eoceno medio se inicia la tectónica extensiva y profundización de la Cuenca Talara ocurriendo la
sedimentación del Grupo Talara (Areniscas, Brechas, Lutitas). Existe una mención particular descrita
por Serrane en su informe sobre la Cuenca Talara, describiendo un proceso compresivo NW-SE en la
parte sur de la Cuenca Talara, que no se evidenció en la parte norte de la Cuenca; hallándose más bien
evidencias de procesos de deformación gravitacional creando brechas y olistolitos dentro del Grupo
Talara (Fotos a, b).
Imagen N° 046. Olistolito a menor escala observado en campo, prueba de colapsos gravitacionales.
Imagen N° 047: Olistolito a mayor escala.
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Entre el eoceno intermedio a superior, continúa la profundización de la Cuenca, depositándose la
Formación Verdun en la base y Chira al tope, reinstalándose el contexto distensivo. Entre el eoceno
superior-oligoceno la Cuenca solo recibe sedimentos en la parte norte. En el oligoceno como es sabido
ocurrió mundialmente una bajada del nivel del mar, este fenómeno se observa en la Formación Heath,
transgresión erosionada en contacto discordante con la secuencia plio-pleistocena y erosionándose la
mayor parte de la Cuenca Talara.
Imagen N° 48: Grafico que muestra los ambientes de depositación de un ambiente deltaico,
bosquejo que ayuda a reconocer como se forma un complejo deltaico. Tomado de Serrane, 1987.
Todo el complejo deltaico está marcado por un evento extensional controlado por fallas normales. La
Figura a muestra un dibujo a mano de los diferentes ambientes de depositación del complejo deltaico.
5.5.13. ANÁLISIS DE LA REGIÓN MÁNCORA
La extensión de la Cuenca Talara en esta región entra en subsidencia en el eoceno inferior, creando
variaciones de facies y de espesores en las áreas de Barrancos, Plateritos y Trigal. La sedimentación
entre el eoceno medio y superior (Talara y Chira – Verdun) se ve afectada por fenómenos gravitacionales
importantes, generando las famosas Brechas Talara. La Fase
tectònica Inca se registra destacando el arco de Zorritos, luego entre el oligoceno al mioceno el área
vuelve ser sometida a subsidencia acondicionando la sedimentación de la Formación Heath en
condiciones de mar profundo y borde de talud, y creando los melanges zorritos por fenómenos
gravitacionales.
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5.5.14. AMAZONÍA CENTRAL (CUENCA UCAYALI)
ZONA SUBANDINA
1. Formación Yahuarango (Kummel, 1948) (Paleoceno inferior-superior, Eoceno) Esta serie está bien
expuesta en la boca del Río Yanayacu (Kummel, 1946), cuenca Ucayali con un espesor cercano a los
1000 metros. Está constituida por secuencias continentales con algo de influencia marina. La serie
presenta conglomerados con guijarros redondeados con estratificación cruzada, intercalaciones espesas
de lutitas rojas interestratificado con limolitas grises y rojas con concreciones de hierro, restos de plantas
y algunas capas de areniscas. Se sugiere un ambiente continental con algo de influencia marina.
2. Formación Chambira (Kummel, 1946, 1948) (Oligoceno-Mioceno inferior) Descrita con un
espesor de 680 metros, en la localidad de la quebrada Chambira, afluente por la margen occidental del
río Cushabatay. Litológicamente presenta lutitas rojas limosas, con intercalaciones de areniscas masivas
grises marrones de grano fino con estratificación cruzada con interláminas (partings) de lutitas rojas.
3. Formación Río Picha (Mioceno-Plioceno) La sección representativa se encuentra a lo largo de las
márgenes del río del mismo nombre. Está constituida por conglomerados polimícticos con rodados de
cuarcitas, metamórficas, e intrusivas con diámetros entre 0.5 a 7 cm., unidos por una matriz arcillosaarenosa con cemento calcáreo que se disponen en secuencias irregulares. Existen escasas intercalaciones
de areniscas líticas. Se interpreta un ambiente deposicional de abanicos aluviales.
LLANO AMAZÓNICO
1. Formación Pozo (Williams, 1949) (Eoceno superior) Litológicamente en la cuenca Ucayali consiste
de limolitas y limo arcillitas en capas delgadas de color gris verdoso con muchas intercalaciones de
bancos de areniscas cuarzo feldespáticas de color beige y tonos rojizos, pequeños nódulos calcáreos y
guijarros arcillosos de colores claros gris. Presenta microfósiles. Alcanza hasta 100 m de potencia. El
ambiente deposicional es marino costero.
2. Formación Ipururo (Kummel, 1946) (Mioceno-Plioceno) La sección representativa se encuentra a
largo del río Cushabatay, entre el río Ipururo y Huchpayacu (Kummel, 1946). Estudiada en las colinas
de Contamaná con un espesor de más de 1000 metros. La litología muestra horizontes de lutitas rojas
en parte limosas, así como bancos de areniscas potentes con concreciones lenticulares de areniscas
cuarcíticas duras y capas de conglomerados de guijarros aislados, con algunas “partings” de lutitas. El
ambiente de sedimentación habría sido fluvial continental.
5.5.15. AMAZONÍA MERIDIONAL (CUENCA MADRE DE DIOS)
ZONA SUBANDINA
1. Formación Punquiri (Paleoceno) Está compuesta de alternancia de Areniscas y limonitas; con un
notable y prominente conglomerado intraformacional con clastos de bolas de arcillas y “pellets” de
limonitas. Las areniscas presentan colores desde el marrón al violeta, morado y gris verdoso claro. La
talla de grano es fina a medio. La estratificación varia de delgada a gruesa y es mayormente irregular a
canalizada. Se observa una alternancia de bancos arenosos canalizados e intervalos potentes de arcillas
y limolitas. Las limolitas y lodolitas son varicolor y algunas son arenosas y micáceas; la estratificación
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es fina a masiva. Aproximadamente hay la misma cantidad de areniscas y limonitas (Hatfield, 1962).
Son facies continentales, con ambientes de planicies de inundación.
2. Formación Tavará (Sullins, 1960) (Eoceno-Oligoceno) La sección representativa se encuentra en el
río Távara, afluente el río Madre de Dios. Comprende Limolitas rojo marrón, intemperiza a amarillo,
estratificación delgada, calcárea, fosilífera con capas de calizas delgadas de 5 cm gris oscuras casi
litográficas; las calizas contienen espinas de equinoideos, espículas de esponjas, ostracodos y otros
foraminíferos. El espesor es de 30 m. Se trata de un ambiente de aguas dulces a salobres, los equinoideos
pueden indicar una fuerte influencia de agua salada (Sullins, 1960).
3. Formación Quendeque (Schlagintweit, 1939) (Oligoceno Medio-superior a Mioceno?) Unidad
definida en Bolivia (desembocadura del río Quendeque en el Beni). Sugerimos que la sección de
referencia en el Perú sean los afloramientos “MD23” y “MD28” del sinclinal de Punquiri (Río Inambari)
descrito por Hermoza (2004). Se trata de una serie predominantemente arcillosa, muestra varias barras
de areniscas cuarzo feldespáticas de colores marrón rojizo con espesores de 6 a 8 metros que se
intercalan entre los horizontes limo arcillosos de 10 a 15 m de potencia. El ambiente es de canales
fluviales meandriformes y planicie de inundación hasta planicie costera estuarino /deltaica a aluvial en
Bolivia.
4. Formación Charqui (Hermoza 2004) (Mioceno superior) Sugerimos como sección de referencia
MD18-20 del sinclinal de (Río Inambari) descrito por Hermoza (2004). Está compuesta por una sucesión
de capas conglomerádicas a la base, areniscas cuarzo feldespáticas de color marrón en el tope, la parte
media presenta una granulometría más fina sobre las arcillas grisáceos. El ambiente es de conos
aluviales.
5. Formación Mazuko (Hermoza 2004) (Plioceno a Pleistoceno) Sugerimos como sección de referencia
los afloramientos “MD31” y “MD32” del sinclinal de Punquiri (Río Inambari) descrito por Hermoza
(2004). Está constituida esencialmente de conglomerados poligénicos con clastos de 15 a 30 cm de
diámetro, bien redondeados. Los clastos son de naturaleza esencialmente de rocas intrusivas, volcánicas,
esquistos, gneis, cuarcitas. Los bancos presentan estratificaciones entrecruzadas en artesa y
estratificaciones oblicuas planas. El espesor es de + 500 m y se interpreta secuencias progradantes de
conos aluviales (Hermoza, 2004).
LLANO AMAZÓNICO
1. Formación Inambari (Sullins 1960) (Eoceno-Mioceno?) Está conformada por arcillas y limolitas
rojizas con algunas intercalaciones de areniscas (30%) de grano fino. Estos sedimentos edifican
secuencias granodecreciente. Supera los 100 m de espesor. El ambiente de depósito es de tipo
continental. La edad es Eoceno para la base de la Formación Inambari.
2. Formación Madre de Dios (Oppenheim, 1946) (Mioceno tardío, Campbell et al., 2001) Se sugiere
como afloramientos tipos la Estación Biológica Los Amigos (Cerro Colorado) en el Río Madre de Dios
y Cocha Cashu en el Río Manú. Está conformada por secuencias con estratos gruesos y otras con estratos
delgados y diferente litología. Los sedimentos forman sucesiones granodecreciente de 10-16 m de
espesor. La parte inferior se presenta masiva con estratificación luego bancos de arena de grano fino a
medio, Hacia el tope hay una gradación de estructuras de corriente de arena de grano fino u ondulitas
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ascendentes heterolíticas. El ambiente es de llanura deltaica, canales fluviales y estuarianos, con
paleosuelos.
3. Formación Quimiri (Sullins 1960) (Pleistoceno-Holoceno) La sección de referencia se localiza
desde la confluencia del Río Tambopata y Malinowski, a lo largo del Río Malinowski. Esta unidad de
20 a 30 m de potencia, presenta conglomerados redondeados con una matriz areniscosa. Los
conglomerados están formados de guijarros redondeados de 1 a 20 cm. de diámetro, formados por 60%
de areniscas y 40% de rocas ígneas y cuarzo puro. La matriz es areniscosa de grano fino a muy grueso.
Con restos de troncos de árboles carbonizados, ramas y hojas. Se trata de canales fluviales
conglomerádicos que sobreyacen en discordancia erosional a la Formación Madre de Dios. Presenta
niveles ferruginosos endurecidos, con estructuras slumps. El ambiente pasa de abanicos aluviales
coalescentes a canales fluviales tipo meandriformes que cortan la llanura de inundación.
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VI.

CONCLUSIONES
La nueva corteza oceánica se forma de una manera continua por el proceso de expansión del
fondo oceánico. La corteja superior está compuesta por lavas almohadilladas de composición
basáltica. Debajo de esta capa hay numerosos diques interconectados (capa de diques) por
debajo de los cuales se extiende una capa gruesa de gabros. La secuencia entera se denomina
complejo ofiolítico.

El desarrollo de una nueva cuenca oceánica empieza con la formación de un rift continental
parecido al rift de África oriental. En las localidades donde la ruptura continua, se desarrolla
una cuenca oceánica joven y estrecha, como el mar Rojo. Al final, la expansión del fondo
oceánico crea una cuenca oceánica limitada por bordes continentales parecidos al actual
océano Atlántico.

Los mapas isópacos, son aquellos mapas que muestran los espesores variables de una unidad
estratigráfica por medio de curvas trazadas por puntos de igual espesor. * Las curvas isópacas
conectan puntos de intervalos verticales iguales, medidos entre dos planos de referencias. Los
mapas isópacos ilustran el tamaño y la forma de una depresión, si esta existe, en un periodo
marcado por planos estratificación.

La Cuenca Progreso en el suroeste de Ecuador y noroeste del Perú ha tenido una compleja
evolución iniciada en el Jurásico con la acreción de terrenos Paleozoicos seguida más tarde
por la acreción de terrenos Cretácicos de múltiple origen (meseta oceánica, arco insular
oceánico, corteza de dorsal oceánica, cuencas marginales, etc.) entre el Campaniense y
Eoceno inferior. La subsidencia de la cuenca de ante-arco Paleógeno termino en Ecuador
durante la contracción del Eoceno Medio caracterizada por depositación de algas coralinas en
los altos estructurales.
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Escuela Académico Profesional de Ingeniería Geológica
VII.
BIBLIOGRAFÍA
 CIENCIAS DE LA TIERRA. 8va EDICIÓN. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens. Ed.
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