el batolito de la costa informe final

UNA ingeniería geológica 2013

EL BATOLITO DE LA COSTA

ÍNDICE:

I.- GENERALIDADES:

1.- DEFINICIÓN:

2.- UBICACIÓN:

3.- EMPLAZAMIENTOS:

4.-SEGMENTO DE

AREQUIPA:

4.1 SÚPER UNIDAD LINGA

4.2 SÚPER UNIDAD PAMPAHUASI

4.3 SÚPER UNIDAD INCAHUASI

4.4 SÚPER UNIDAD TIABAYA

4.5.- COMPLEJO BELLA UNIÓN

4.6.- DACITA MOLLES

4.7.- GABROS

4.8.- COMPLEJO SANTA RITA

II.- BATOLITOS Y PLUTONES

1.- BATOLITOS OROGÉNICOS

2.- GRUPO CASMA

III.- GÉNESIS DE MAGMATISMO

IV.- CONTEXTO TECTÓNICO

V.- GEOLOGÍA ECONÓMICA DEL BATOLITO DE LA COSTA

VI.- BIBLIOGRAFÍA:

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EL BATOLITO DE LA COSTA

I.- Generalidades:

1.- definición:

El Batolito de la Costa está constituido por cientos de plutones individuales, agrupados en un número limitado de súper-unidades (Pitcher, 1974). Geográficamente está dividido a lo largo del eje del batolito en 5 grandes segmentos, caracterizado cada súper-unidad por un ensamble litológico particular (Cobbing et al., 1977b);

2.- UBICACIÓN:

Inicia en Tacna y termina en ecuador según nuestra zona de interés. Batolito se extienden en un área de 1600 km de largo y 60 km de ancho.1 Estos cuerpos de roca ígnea fueron emplazados desde hace 100 millones para los más antiguos hasta 37 millones para los más jóvenes. El segmento de mayor longitud es el de Arequipa con 900 km. de largo

A pesar de ser llamados comúnmente granitos las rocas más comunes son la granodiorita y la tonalita,1 ambas visualmente muy parecidas al granito propiamente tal. Además están asociadas a numerosos diques de andesita basaltica.1

La exhumación (exposición) del batolito se debe a una disminución del ángulo de subducción a menos de 10° de la Placa de Nazca lo que habría terminado con el volcanismo y causado además una fuerte alza de los Andes que junto a la erosión dejó expuesta el interior de esta engua zona volcánica. A su vez la disminución del ángulo de subducción se le atribuye a la cordillera submarina de Nazca, aunque algunos científicos consideran que esto no sería suficiente para cambiar el ángulo de subducción de una zona tan amplia. llegan a tener más de 1000 plutones.

3.- emplazamientos:

El orden de emplazamiento de los plutones en el segmento de Arequipa está dada de la siguiente manera:

a) gabros tempranos y dioritas, b) súper-unidad Linga (Stewart, 1968), c) súper-unidad Pampahuasi el nombre corresponde a una localidad al este de

Ica, d) súper-unidad Incahuasi, localidad al norte de Pisco, e) súper-unidad Tiabaya ( Jenks, 1948; Jenks y Harris, 1953).

4.- Segmento de Arequipa:

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Se considera en la descripción el segmento de Arequipa del Batolito de la costa, que está constituido por cuerpos de algunos kilómetros hasta afloramientos individuales, todas estas ocurrencias intrusivas están enmarcadas dentro de un conjunto de súper unidades que describiremos a continuación.

4.1 SÚPER UNIDAD LINGA

Esta súper – unidad se caracteriza por mostrar litologías bastante distinguibles como son gabros y dioritas con contenidos relativamente altos de feldespato potásico. Las rocas monzoníticas agrupadas como la Súper-unidad Linga, registran una edad de 97 Ma y se asume responsable de la mineralización de Cu, Fe, Mo (Cobbing, E. et al., 1977).

La súper unidad Linga fue descrita en detalle en la quebrada Linga en Arequipa por Stewart (1968, Garcia). Los mayores afloramientos del Linga están restringidos al flanco oeste del batolito. Es la mas variable de las súper – unidades del segmento de Arequipa conformada aproximadamente por unas 30 unidades que has sido reconocidas al detalle.

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Stewart (1968), Hudson (1974), consideraron la súper – unidad Linga como un grupo de rocas hibridas producidas por un metasomatismo potásico, Agar (1978) y Agar y Le Bel, demostraron convincentemente que la súper – unidad Linga corresponde a un grupo especifico de rocas dentro del batolito derivando de un magma común.

4.2 SÚPER UNIDAD PAMPAHUASI

El principal afloramiento de esta súper – unidad se ubica en la localidad de Ica

– Pisco, estando restringida al flanco oeste del batolito, con una extensión de

100 km. de largo con rumbo andino y un ancho aproximado de 10 km. Esta siendo cortado principalmente por la súper – unidad Tiabaya (N.D. Moore, R.A. Agar). Las rocas plutónicas dioríticas y tonalíticas, forman parte de la Súper unidad Pampahuasi y reportan una edad de 94 Ma (Cobbing E. et al., 1977).

La litología predominante en esta súper – unidad esta dada por las tonalitas y cuarzo dioritas. Esto conlleva a 2 grandes divisiones una inicial foliada de grano medio a grueso de tonalita – diorita, intruída por una tonalita leucocrata menos foliada, ambas unidades son rocas horbléndicas y biotíticas con similares texturas.

Los contactos entre estas diferentes facies son bastante irregulares sin poderse establecer una cronología relativa confiable. Estos contactos indican diferencias de flujos dentro del plutón (Cobbing y Pitcher, 1972a).

4.3 SÚPER UNIDAD INCAHUASI

Esta súper – unidad está dividida en 5 unidades menores cuyo orden de emplazamiento es el siguiente: cuarzo-diorita, cuarzo-monzodiorita, granodiorita, pórfidos monzoníticos y monzograníticos. Siendo el cuarzo- monzodiorita y la granodiorita las de mayor ocurrencia en volumen. La súper unidad Incahuasi tiene una edad de emplazamiento de 83 Ma

La súper – unidad Incahuasi presenta una fabrica mineral planar siguiendo el tren andino, sin embargo existe una fabrica mineral asociadas a fallas normales regionales de rumbo andino, esto indica que dichas fallas estuvieron activas durante el emplazamiento del plutón.

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Se observan 2 sistemas de diques que cortan al Incahuasi, una esta relacionada a la súper – unidad Tiabaya, el segundo grupo al emplazamiento de magmas del Incahuasi, estos diques son oscuros y de grano fino probablemente de composición andesítica. La orientación de estas fracturas es de rumbo andino y

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normal al rumbo andino, indicando que fueron controladas por los mismos esfuerzos regionales que rigieron el emplazamiento de los plutones del Incahuasi.

4.4 SÚPER UNIDAD TIABAYA

Esta súper – unidad es la más tardía y la de mayor ocurrencia en el segmento de Arequipa, dividiendo las súper – unidades Incahuasi al este y Linga en el flanco oeste del batolito. La súper unidad Tiabaya tiene una edad de emplazamiento 81 Ma (Moore et al., 1985).La composecio de la super unidad tiabaya varia de rango de tonalitas a monzogranitos, además se han observado algunos afloramientos de granodioritas. Tiabaya presenta 2 importantes unidades que corresponde a:

granodioritas de horblenda – biotita: el principal plutón esta en Ica – Pisco es una roca de grano grueso y un plutón mas pequeño al oeste de grano medio. La relación cronológica no esta explicada. En menor proporción se observan facies de pórfidos granodioriticos de grano grueso

4.5.- COMPLEJO BELLA UNIÓN

La litología es muy variada dentro del complejo Bella Unión, caracterizada por una brecha de intrusión de naturaleza andesítica o dacítica, en bloques angulosos y subangulos, también se observan otros cuerpos de composición básica, como diabasas porfiríticas gris verdosas, este complejo está cortado por diques de andesita porfirítica. Se extiende a lo largo de faja de dirección E-O a NW-SE, limitado por grandes lineamientos estructurales que posiblemente controlen su emplazamiento.

4.6.- DACITA MOLLES

Se conoce con este nombre a una dacita hipabisal que aflora en el sector norte del cuadrángulo de Jaqui, a lo largo de una falla longitudinal NW. Estos afloramientos presentan una textura porfirítica, con fenos de plagioclasas y

grandes granos de cuarzo en una matriz afanítica grisácea. Edad de emplazamiento entre 102 MA, hasta 80 MA (Cobing, 1979).

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4.7.- GABROS

La evolución del segmento de Arequipa se inicia con la intrusión de grandes volúmenes de magma básico. Estos afloramientos de gabros fueron diseccionados y erosionados por el emplazamiento de granitoides jóvenes (N.D. Moore, R.A. Agar). Los gabros pertenecen a la Súper-unidad Patap y tienen una edad de emplazamiento de 107 Ma (Cobbing E. et al., 1977).

Los segmentos de Arequipa y Lima son litológicamente bastante similares, caracterizados por gabros horbléndicos melanócratas con variaciones a otras rocas de carácter básico como leucogabros y dioritas horbléndicas. Este tipo de rocas son observadas en afloramiento en áreas muy limitadas. Los contactos entre rocas similares se dan gradacionales, por zonas de brechamiento por dioritas tardías, parches irregulares de pegmatitas horbléndicas en zonas de contacto. Otra

característica son las zonas de intensa deformación (bandeamiento), ocurrida en fases sin-plutónicas.

La mineralogía de los gabros sugiere una diferenciación representada por gabros de olivino – augita – horblenda, gabros de olivino – augita – hiperstena– horblenda, gabros de augita – horblenda, gabros horbléndicos y dioritas

(Bussell, 1975; Mullan y Bussell, 1977; Regan, 1976; Agar, 1978; Moore, 1979).

La progresiva importancia de la horblenda en la composición y la textura observable indican un incremento del PH2O. La fuente exacta del H2O todavía no es clara; podría corresponder a una concentración debido a la diferenciación o probablemente a la absorción de la roca encajonante durante las fases finales del emplazamiento de los gabros (N.D. Moore, R.A. Agar).

4.8.- COMPLEJO SANTA RITA

Es un complejo de rocas producto del metamorfismo de contacto, desarrollado por la intrusión del Linga y Tiabaya afectando a rocas sedimentarías, volcánicas, microgabros y dioritas precursoras, ubicada en sector occidental del cuadrángulo de Jaquí, entre los cerros Cauchete y el Morro. En general las rocas metamórficas son de color gris oscuro, los contactos intrusivos son verticales, encontrándose esquistos sillimaníticos, intrusivos gneisoides, hornfels volcánicos y sedimentarios, metasomatitas, dioritas piroxénicas y microgabros hornfélsicos. Los metavolcánicos y metaintrusivos tienen un aspecto lustroso, predominando dioritas piroxénicas, dioritas cuarcíferas y andesitas, cortados por pequeños pluntones y diques andesíticos.


Mapa mostrando la segmentación de las súper unidades del Batolito de la Costa y la distribución de los plutones, (Wallace S. Pitcher, 1985)

II.- Batolitos y plutones


Para describir un batolito es necesario identificar cada uno de sus plutones y determinar sus edades relativas, es decir la secuencia de intrusión. El estudio de un batolito requiere definir la cantidad de plutones que lo componen, la forma de cada uno de ellos, su asociación con los enjambres de diques si los hubiera, y la variación en el tiempo de la composición. En la actualidad el mapeo de un batolito no resulta tan complicado como hace unos años porque se disponen de imágenes satelitales, cuya composición de bandas permite reconocer a los distintos plutones, e incluso a la zonación interna de cada uno de ellos. En el futuro se podrá determinar en forma aproximada hasta la proporción del sílice del mismo.

Durante el estudio de un batolito, es necesario agrupar los plutones de acuerdo a sus características petrográficas y texturales, y de acuerdo a sus edades relativas y sus relaciones con la caja. Un conjunto de plutones de características y edades similares constituyen una suite o una superunidad (Fig. 12). Ambos términos han sido utilizados por diversos autores en forma indistinta y hasta podrían ser equivalentes. Sin embargo, el concepto de suite ha sido empleado en un sentido más amplio, pero lamentablemente con criterios diferentes. En algunos casos el agrupamiento en una suite se ha basado en atributos descriptivos, en otros en genéticos, y en otros, se han combinados ambos atributos (Whitten, 1991). Por este motivo el término de suite no siempre expresa el mismo significado.

El batolito andino (Fig. 13), con edades que van desde el Jurásico Superior hasta el Mioceno, tiene una longitud de unos 7000 km. Está subdivididos en varios batolitos: como p. ej. el batolito de la Costa de Perú, el batolito Patagónico, etc. En Ámerica del norte los batolitos también continúan a lo largo del margen activo (Fig. 14), como los batolitos de Baja California (Peninsular Ranges batholith), de Nevada, de Columbia Británica,etc. Debido al extraordinario desarrollo del batolito andino no es comparable con otros batolitos, comúnmente de menor extensión.

1.- Batolitos orogénicos

Son los que se encuentran en los arcos magmáticos relacionados con los procesos de subducción.

El batolito andino es un ejemplo de este tipo y los numerosos estudios realizados sobre el mismo en distintos sectores han permitido obtener un conocimiento detallado de su composición, petrología, relaciones tectónicas y edad. En los casos en los cuales durante la subducción se produce una colisión, p. ej. continente-continente los batolitos asociados a este proceso se denominan colisionales y sus características son diferentes a las de los batolitos relacionados a subducción simple.

El batolito andino (Fig. 13) está caracterizado por la abundancia de granodioritas y tonalitas, típicamente metalumniosas, calco-alcalinas. Las plagioclasas zonadas,


anfíbol y biotita, junto con cuarzo y feldespato potásico son los minerales más característicos. En las rocas más máficas se encuentra piroxeno.

El batolito de la Costa de Perú ha sido extensamente estudiado durante los últimos 30 años (véase la síntesis de Pitcher et al., 1985). Está compuesto por varias Superunidades (Fig. 12) cuyas edades se extienden desde 102 hasta 37 Ma. Las rocas más antiguas del batolito son gabros (Superunidad Patap), muchos de ellos laminados, pero no se conoce con precisión si forman parte de la evolución del batolito o pertenecen a un evento previo. No se han hallado otros gabros dentro del batolito.

El batolito de Perú atraviesa diversas estructuras (Fig. 11): en el norte intruye a los esquistos pre-ordovícicos, en la parte central se encuentra en la cuenca sedimentaria Mesozoica, con un gran desarrollo volcánico contemporáneo con el batolito, y al sur corta el Macizo de Arequipa, con edades Proterozoicas. En la parte central de batolito la cuenca Mesozoica tiene una corteza muy joven, e incluso se está creando durante el emplazamiento del batolito (Atherton, 1990). Es aquí donde el batolito muestra su mayor volumen.

La composición es predominantemente tonalítica a granodiorítica, con escasa proporción de monzogranitos. Esta composición es común a otros batolito andinos, por lo cual se puede tomar como una generalidad. De acuerdo con Cobbing y Pitcher (1992) se puede estimar en el segmento Lima las siguientes proporciones relativas: gabbro-diorita 15,9 %; tonalita: 57,9% granodiorita: 25, 6 Granito 0,6%.

El batolito de Baja California (Peninsular Ranges batholtih, Fig. 14) también es otro batolito intensamente estudiado. Tiene una longitud de 1000 km y está compuesto por numerosos plutones, con diámetros que varían entre 1 y 50 km (Silver y Chappell, 1988). Los plutones son alargados en el sentido del eje del batolito, el cual coincide con las estructuras más importantes de la caja.

Enjambres de diques acompañan la intrusión de los plutones. El borde occidental del batolito intruye turbiditas y rocas volcánicas y volcaniclásticas de edad Jurásica a Cretácica, estrechamente asociadas con la evolución del margen continental y con la evolución del batolito. En este sector el espesor de la corteza es muy delgado, de aproximadamente 15 km de espesor, contrastando con el borde oriental del batolito que es casi el doble. La parte central y oriental del batolito intruye rocas metamórficas y sedimentarias del Paleozoico y Mesozoico.

La composición del batolito es predominantemente tonalitíca, y en segundo orden se encuentran las granodioritas. En menor proporción se encuentran gabros, gabros cuarcíferos, dioritas y monzogranitos. A diferencia del batolito de la Costa de Perú se observa una clara polaridad composicional, con un mayor enriquecimiento en SiO 2 , Na 2 O y K 2 O hacia el este (Gromet y Silver, 1987).


La edad del sector occidental está comprendida entre 118 y 125 Ma. Una cubierta sedimentaria del Cretácico superior se apoya sobre el batolito, indicando una rápida e intensa denudación que permitió su exhumación. El sector oriental es algo más joven, con edades comprendidas entre 80 y 105 Ma.

Este rejuvenecimiento en edad hacia el interior del continente es común a otros segmentos del batolito andino, como sucede en el sector central y norte de Chile donde los cuerpos intrusivos disminuyen en edad desde la Cordillera de la Costa (Jurásicos a Cretácico inferior) hacia el interior (Cenozoico). En el batolito de la Costa de Perú no se ha observado este rejuvenecimiento, sin embargo, el batolito de la Cordillera Blanca se encuentra al este del de la Costa y su edad es Mioceno, indicando en cierta manera un desplazamiento de la edad hacia el interior.

El batolito Patagónico es otro de los grandes batolitos que integran el batolito Andino. Aflora mayormente en la Cordillera Patagónica que comparten Argentina y Chile, entre los 46 y 55°S. Está compuesto por innumerables plutones cuyas edades se encuentran comprendidas entre 165 y 11 Ma, pero con un pico de máxima actividad entre 120 y 70 Ma (Bruce et al., 1991). Las rocas predominantes son tonalitas y granodioritas. Las dioritas y gabros y noritas se encuentran en proporciones subordinadas, pero son algo más abundantes que en otros batolitos. Los monzogranitos son bastantes escasos, aunque en algunas áreas son algo más abundantes (Nelson et al., 1988). Sin embargo, es difícil estimar la composición global del batolito debido a la inaccesibilidad del terreno. No obstante, Nelson et al., 1988; Weaver et al., 1990) han estimado que las rocas más abundantes son tonalitas (35 a 45%) mientras que los granitos no superan el 20%. Diques máficos de grano fino a afaníticos están presentes en todo el batolito. Su composición varía desde basaltos hasta andesitas anfibólicas. En conjunto la composición es un poco más máfica que la del batolito de la Costa de Perú.

Los batolitos relacionados con colisiones tienen composiciones más silícicas que los andinos y están formados por una amplia mayoría de granitos, que en muchos casos son leucocráticos. Son típicamente peraluminosos. No forman batolitos de grandes extensiones, como los descriptos, sino que forman plutones de diversos tamaño, con formas laminares, intercalados entre las láminas de corrimiento. En el Himalaya (Fig. 15), que resulta de la colisión entre la India y Asia, que opera desde el Eoceno, la actividad magmática sin-colisional no es abundantes, aunque se han reconocido en la placa India diversos plutones de edad miocena. Sus cajas son rocas sedimentarias, y metamórficas de grado medio, con abundante cianita y sillimanita. El metamorfismo es una consecuencia de la colisión, afectando a las rocas sedimentarias jurásico-cretácicas.

La característica principal de este metamorfismo es que está invertido, es decir el grado bajo se encuentra en el piso y el grado medio a alto en el techo. Uno de los


plutones del Himalaya que ha sido estudiado en detalle es el de Manaslu, cuya edad es Mioceno Superior.

Consiste en una lámina compuesta por leucogranitos ricos en muscovita, con biotita escasa y turmalina como accesorio más abundante. Posee una laminación interna de origen magmático dada por el agrupamiento de micas y turmalina. Sobre esta foliación se impuso una foliación tectónica con similar orientación. Se estima que la intrusión del granito está asociada a la tectónica de corrimiento y se lo puede caracterizar como sin-cinemático (Le Fort et al., 1987; Harrison et al., 1999). En el bloque de Lhasa, situado en la cadena tanshimalaica, y que está separado de la placa India por los complejos ofiolíticos correspondientes a la sutura, se encuentra el batolito transhimalaico (120-40 Ma) y una serie de volcanitas calco alcalinas y potásicas y ultrapotásicas del Mioceno (Miller et al., 1999).

Algunos batolitos se desarrollan con posterioridad al procesos orogénico y se relacionan con los procesos que suceden a la deformación. Después de una orogénesis se produce un alivio mecánico, pasando del acortamiento lateral causado por la compresión a una extensión. Durante este periodo de extensión, que puede durar bastante más de 20 Ma, la actividad magmática puede ser intensa. Es la época en que se forman los batolitos post-orogénicos y los plateau riolíticos. La composición de estos batolitos es predominantemente monzogranítica, con granodioritas subordinadas. En este sentido son diferentes a los batolitos orogénicos. Los plutones están alineados a lo largo de fracturas y los plutones más tardíos tienen secciones circulares, con escaso desarrollo de diques anulares de similar composición. La extensión de estos batolitos es menor que la de los batolitos orogénicos. El batolito de Colangüil, Pérmico superior a Triásico inferior es un ejemplo de un batolito post-orogénico, que sucede a la fase orogénica San Rafael, del Pérmico inferior. Los batolitos de la sierra de San Luis pueden ser conside-

rados como post-orogénicos tardíos (Llambías et al., 1998). Tienen una edad devónica, y se intruyeron durante la etapa de ascenso que sucedió a la orogénesis ordovícica.


2.- GRUPO CASMA

En esta parte de Lima encontramos dos formaciones:-Formación Quilmana, presencia de piroclásticos y derrames andesíticos con minerales de lavas de estructura almohadillada y admigdaloide con intercalación esporádica de areniscas volcánicas.-Formación Chilca, Secuencia sedimentaria volcánica constituida de una intercalación de areniscas volcánicas , lutitas, grawvacas y calizas finamente estratificadas con andesitas y dacitas. Derrames y piroclásticos volcánicos. Andesita-dioríticas con horizontes de lavas almohadilladas.En la región del borde occidental andino podemos encontrar:-Formación Arahuay,(valle del Chillón), encontramos ftamitas, asociadas con niveles volcánicos, calizas y lodolitas. Tiene un grosor de 4000m aproximadamente.-Formación Yangas, serie volcánica sedimentaria en el sector medio o alto valle del Chillón. Se encuentran lavas andesíticas masivas, lodolitas y margas silicificadas con ftanitas y chert blanco y oscuro, intercalando con limolita, areniscas de grano fino de color gris a negro.-Formación Pamplona, ubicada entre Chancay y Chosica, sector alto del valle del Chillón. Predomina los materiales arcillo-calcáreos, lutitas y margas en capas delgadas, calizas bituminosas, algunos niveles de areniscas volcánicas.Está sobre la formación Yangas.


Además del grupo Casma existe otro grupo denominado Rímac, en donde podemos encontrar las formaciones Colqui, Volcánico Millotingo y la Formación Huarochirí, con características similares al grupo anterior.

III.- Génesis de magmatismo

(Cretáceo superior y cenozoico)

Se clasifica de carácter episódico. El emplazamiento del batolito de la Costa de Perú comenzó en el Cretácico inferior y finalizó en el Mioceno,

El tiempo que tarda en emplazarse un batolito es del orden de millones de años.

La velocidad de convergencia (>10cm/año), caracterizada por pulsaciones más importantes, y periodos de inactividad con velocidades relativamente bajas (<7cm/año) .

La transición magmática tipo arco – cuenca volcánica (volcánico casma) y el magmatismo tipo batolito calco alcalino.

Batolito de la costa originó su formación es hace 102 – 77ma.

La orogenia andina inicio su importancia del magmatismo durante el albiano.

El magmatismo se manifestó por una serie de pulsaciones separadas por episodios:

FIM: frente inferior del magmatismo, su aparición del magmatismo hacia la fosa

FEM: frente exterior del magmatismo, su última parición hacia el escudo brasileño.

La migración del FIM hacia el este ha sido de 0.6km/ma desde el albiano superior pero no ha sido continua.

Periodos:

1ro periodo (albiano superior – eoceno medio).- está caracterizado por el emplazamiento del batolito de la costa. Los datos radio cronológicos de Stewart, cobbning,, moore sugiere por lo menos 9 pulsaciones y episodios magmáticos continuo (102 -97ma, 95- 90ma, 85 -77ma, 74 – 59ma, 54 – 49ma ). El batolito de la costa existe un número variado de plutones individuales.

Entre estos se puede distinguir dos episodios:

Episodio A (102-80ma): caracterizada por la migración muy lenta del FIM hacia el este (<0.25km/ma) y un ensanchamiento progresivo del arco volcánico, y el FEM migro más rápido de 10-35km.


Episodio B (80-49ma) caracterizada por una migración rápida del FIM hacia el este (+-1km/ma) y un ensanchamiento del arco magmatico de 20-30km.

2do periodo(eoceno suprior -plioceno) caracterizado por el emplazamiento de un gran número de stocks intrusivo pegmatiticos y pocos volcánicos, la cual esta serie seria volcánica (grupo calipuy del eoceno al mioceno superior) e ignimbritas del plioceno y en parte también hubo emplazamiento del batolito de la costa (granito de pativilca), pero hacia el este tenemos 6 pulsaciones no agrupadas y pueden ser distinguidos.

Episodio C (42-29ma) agrupa las pulsaciones I (42-36ma) e inmediatamente a partir de la tectónica incaica, y la pulsación II (32-29ma) de menos importancia volumétrica.

Durante la pulsación el FEM llega a la parte occidental del alto mesetas, y al finalizar el periodo durante la pulsación II el arco se extiende sobre la cordillera occidental.

Episodio D (25-3ma) agrupa a una serie de 4 pulsaciones separadas por periodos de calma magmático. Entre los episodios C y D se nota un nuevo salto del FIM hacia el oeste (10-15km) para este periodo es difícil apreciar la migración del FEM.

El magma del margen andino deriva del manto y que la modificación metamórfica que interviene en la placa oceánica durante su subducción constituye el motor de la producción del este magmático.

Entonces s e concuerda en las pulsaciones magmáticas más importantes fueron, provocado por movimientos de placas de alta velocidad (>10cm/año) tales como las tres primeras pulsaciones (episodio A), formación del batolito dela costa, convergencia (14- 8cm/año), pulsaciones I (episodio C) y durante el episodio D.

Los episodios de la calma magmática aparece ligado con una velocidad de convergencia baja (7cm/año) después del plioceno bien in hiato de magmatismo, debido a la disminución del ángulo, plano, debido a la flotabilidad por la diferencia de densidades.

Se puede estimar que el ángulo plano era de 45-50° durante el emplazamiento del batolito de la costa, y de +-30° aparte del eoceno terminal. Episodio D corresponde al periodo de convergencia rápida, episodio de alta convergencia tales como el episodio Ay D.

IV.- CONTEXTO TECTÓNICO

El área en estudio está asociada a la cordillera de los andes del Perú central cuya evolución está relacionada a la orogenia andina (Mégard, 1978a); que es resultado de la subducción entre la placa de Nazca y la placa Sudamericana.


El ciclo Andino comienza en el Triásico tardío con un fuerte régimen extensional que se mantuvo hasta fines del Cretáceo inferior; evidenciado por la apertura y relleno de cuencas con secuencias carbonatadas, silicoclásticas (Grupo Yura) y niveles Vulcano - clásticos de edad Caloviana – Titoniana (Formación Guaneros). En los estadíos finales de este periodo (Hauteriviano – Albiano medio), se genera el graben Huarmey – Cañete con vulcanismo tholeítico a calcoalcalino (volcánicos del Cretáceo superior).

En los estadíos tardíos del Albiano Medio - Cenomaniano, se produce una fase tectónica compresional, definida como la Orogenia Mochica (Myers, 1974; Cobbing et al., 1981; Mégard et al., 1984a). Esta fase genera ejes de pliegues en dos direcciones, uno principal ligeramente oblicuo al rumbo andino (NE – SW) y el otro más joven, normal al rumbo andino (ENE - WSW) (Myers, 1974;1980). Asimismo, durante esta fase se desarrollaron sistemas de fallas en

echelón y fallas con movimientos dextrales y que aparentemente permitieron el emplazamiento de gabros y diques tholeíticos sinplutónicos del Batolito de la Costa, relacionados a la Superunidad de Patap (100 Ma – 107 Ma; Cobbing E. et al., 1977).

Se define que a partir del Campaniano temprano, se produjeron una serie de

fases tectónicas compresivas; como es el caso de la fase Peruana (84 Ma – 79Ma), Incaica I (59 Ma – 55 Ma), Incaica II (43 Ma – 42 Ma), Incaica III (30 Ma

– 27 Ma), Incaica IV (22 Ma), Quechua I (17 Ma), Quechua II (8 Ma – 7 Ma) y

Quechua III (5 Ma – 4 Ma). Benavides-Cáceres (1999).

La Orogenia Peruana (Campaniano temprano – medio), originó ejes de pliegues NW - SE en el Grupo Yura y unidades más antiguas, fallas longitudinales NW - SE y el emplazamiento de plutones graníticos de las superunidades de Incahuasi y Tiabaya, del Batolito de la Costa (Benavides-Cáceres, 1999).

Entre los pulsos finales de la fase Peruana y el inicio de la fase Incaica

(Campaniano tardío – Paleoceno), se produce un régimen extensional manifestado por la presencia de cuencas intermontanas, rellenas por capas rojas como es el caso de la Formación Casapalca (Benavides-Cáceres)

Durante el Paleoceno tardío y Eoceno temprano se desarrolló la fase compresiva Incaica I (Noble et al., 1985). Este evento generó ejes de pliegues NW - SE en las capas rojas de la Formación Casapalca, seguido de


levantamiento y erosión.

En los estadíos tardíos del Eoceno medio, se da lugar a una nueva fase compresiva NE - SW, Incaica II que genera pliegues y fajas corridas, en las secuencias sedimentarias (Steinmann, 1929; Noble et al., 1979b, 1985, 1990). En el oligoceno, se produce la fase compresiva Incaica III, caracterizada por un brusco acortamiento NNE - SSW; paralelo a la dirección de convergencia en el Oligoceno (Sebrier et al., 1991). De igual manera, destaca la presencia de superficies de erosión.

Entre los 27 Ma y 26 Ma, se registra una fase extensional en la dirección NW – SE, que generó fallas normales, como las identificadas al Este de la localidad de Laramate y zonas de tensión NE - SW para el emplazamiento de la mineralización de 26.34 Ma en la Mina Antapite. Benavides-Cáceres (1999), en estadíos tempranos del Mioceno (22 Ma) registra la fase compresiva Incaica IV (Noble et al., 1979a). Este evento generó ejes de pliegues NW – SE en los volcánicos del Oligoceno y superficies de erosión en los niveles más expuestos del Batolito de la Costa; que sirvieron para la deposición de secuencias volcánicas del Grupo Nazca de 20 Ma (Noble et al., 1979a; Bellon et al., 1977). Alrededor de los 17.0 Ma (Mioceno medio), se evidencia una fuerte fase compresiva definida como Quechua I (Steimann, 1929; MCKee et al., 1982; Mégard et al., 1985). Relacionada a esta fase se tiene la presencia de extensas superficies de erosión denominada como Superficie Puna (Benavides-Cáceres,1999), que afectó a las secuencias volcánicas oligocenas – miocenas y al

Batolito de la Costa (Macharé et al., 1986).

Regionalmente estos distritos auríferos mesotermales del Batolito de la Costa están relacionados a las súper unidades félsicas Linga, Incahuasi y Tiabaya del Batolito de la costa, asociados a los pórfidos de Cu-Mo teniendo estos alguna vinculación con la mineralización de Au.

V.- GEOLOGÍA ECONÓMICA DEL BATOLITO DE LA COSTA:

Minerales metálicos: Se encuentran de dos formas diseminadas y masivas o en vetas. Las que están en vetas se encuentran en cualquier parte del área, pero las diseminadas está restringida a la zona costanera y asociada estrictamente al Batolito.Zonas de alteración: Se encuentran en las rocas volcánicas y en el margen del Batolito, con una coloración rojo brillante causada por la limolita.La zona de alteración más importante está al norte de Paramonga.


depósitos en vetas: Asociadas a las rocas intrusivas, en muchos casos es posible que no lleguen a la superficie y lo que se encuentra en estos terrenos generalmente son: calcopirita, galena esfaralita, también molibdemita, oro y hierro, particularmente en localidades cerca al Batolito.

El tectonismo por efecto de la convergencia de las Placas referidas en la orogenia del Cretáceo Superior-Cenozoico Inferior dio lugar a la emersión de la Cordillera Occidental de los Andes con un magmatismo intenso en su borde Oeste de la Cordillera Occidental provocando el emplazamiento del Batolito de la Costa principalmente, cuyas soluciones residuales fueron ricos en Cu, Au-Cu originando la Provincia Metalogenética de Cu del Batolito de la Costa y Planicie Costera y de la Subprovincia Metalogenética de Au-Cu del Batolito de la Costa en Nazca-Ocoña. El Batolito de la Costa es mayormente de composición intermedia a ácida (Figura 8).

Basándose en las características mineralógicas y geométricas, se han catalogado 7 tipos de depósitos minerales claramente relacionados al magmatismo y los intrusivos del batolito. De estos 2 son volcanogénicos (IOCG) y los 5 restantes tienen una afinidad plutónica (Vidal C., 1980. Figura 6).

Los depósitos de afinidad volcanogénica (IOCG) se definen como capas con concentraciones de baritina, metales base y sulfatos, o cuerpos estratiformes de anfibolitas-pirita-calcopirita. Ambos ocurrieron con predominancia de rocas volcánicas durante el cretáceo medio-tardío.

Los depósitos de afinidad plutónica probablemente están mayormente asociados a los gabros tempranos que a los granitoides tardíos, y estos comprenden cuerpos y vetas irregulares de anfibolitas-magnetita-calcopirita. Los granitoides están asociados a vetas de cuarzo-especularita-calcopirita- (turmalina-K, feldespatos), skarns de calcopirita-molibdenita-schelita, vetas de cuarzo-carbonatos-pirita aurífera, Zona de stockwork y diseminados de calcopirita-molibdeno-pirita-(cuarzo-sericita) del tipo pórfido de cobre.

VI.- Bibliografía:

Pierre SOLER* (*) ORSTOM, U.R. 1 H, 213 rue Lafayette, 75010 Paris, Francia Bd. Soc. GeskSgica del Perii, v. 8


Boletín 44, INGEMET Boletín 26, INGEMET Geología de Lima, Juan Cobbing Minas de cobre en los alrededores de Ica, Gianela Julio Ernesto Libro de minerales variados Web en general

el batolito de la costa informe final

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