Batolitos Del Perú

April 29, 2019 | Author: Maykol Alberca | Category: Igneous Rock, Andes, Magma, Rock (Geology), Minerals
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batolitos del peru...

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UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOS (Universidad del Perú, DECANA DECANA DE AMÉRICA)

ACREDITADA INTERNACIONALMENTE

Facultad de Ingeniería Geológica, Minera, Metalúrgica y Geográfica

E.A.P de Ing. de MINAS



CURSO:



PROFESOR:

PETROLOGÍA 

BLAS GUZMAN WILFREDO 

 INTEGRANTES:  ALBERCA BURGA MAYKOL

15160217

 RIVERA CCALLALLI MIGUEL ANGEL

15160224

INDICE 1. DEFINICIÓN 2. BATOLITOS DE AMERICA……………………………………….……3 3. BATOLITOS OROGÉNICOS……………………………………..….….8  BATOLITO DE LA COSTA DE PERU  BATOLITO DE LA BAJA CALIFORNIA CALIFORNIA 4. BATOLITOS ANOROGÉNICOS O DE INTRAPLACA……….………13 5. BATOLITOS DEL PERÚ  BATOLITO DE LA COSTA DE PERÚ…………………………14

BATOLITO SAN NICOLAS………………………………….…18 GRUPO PUENTE PIEDRA………………………………………18 BATOLITO CASMA…………………………………….……….19 BATOLITO DE CALIPUY ………………………………………20 BATOLITO GOLLON-CALLANGATE………………………… 21 BATOLITO DE ANDAHUAYLAS………………………………25  BATOLITO DE PATAZ…………………………………………. .27  BATOLITO DE LA CORDILLERA BLANCA…………………..32  BATOLITO AMBO-OXAPAMPA……………………………… ..32      



BATOLITO DE MACCHU PICCHU O BATOLITO DE

VILCABAMBA……………………………………………………38  BATOLITO DE CARABAYA…………………………………... ..41 6. BIBLIOGRAFICA………………………………………………………… 43

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MARCO TEORICO

Definición.Un batolito batolito (  (del del griego,  griego, bathos y lithos que significan profundo y piedra respectivamente) respectivament e) es una masa extensa de granitoides de granitoides que se extiende por cientos de kilómetros y cubre más de 100 kilómetros cuadrados en la corteza terrestre. Los terrestre.  Los batolitos están compuestos por múltiples plutones múltiples plutones individuales los cuales pueden sobrelaparse o intersecarse. Los grandes volúmenes de los batolitos se deben a una cuantiosa y repetida producción de magma de magma durante periodos de orogénesis. de orogénesis. Los batolitos están constituidos por varios plutones, asociados en el espacio y en el tiempo. La cantidad de plutones está relacionada con el tamaño del batolito. Batolitos de gran extensión, como el batolito de la Costa de Perú , que es integrante del batolito andino, llegan a tener más de 1000 plutones. Al respecto, debemos mencionar que este batolito es uno de los más extensos que se conocen en el Fanerozoico, por lo cual no es un ejemplo representativo que puede ser utilizado para comparar con batolitos de otras regiones. Batolitos de dimensiones pequeños, como el de Colangüil, en la provincia d e San Juan(Argentina), de aproximadamente 2000 km 2 de superficie, están compuestos por 23 plutones. Los batolitos se forman como consecuencia de una intensa actividad magmática, relativamente continúa en el tiempo, caracterizada por pulsos de variada magnitud, que se suceden en forma intermitente. El tiempo que tarda en emplazarse un batolito es del orden de millones de años. El emplazamiento del batolito de la Costa de Perú comenzó en el Cretácico inferior y finalizó en el Mioceno, con

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una duración aproximada de 70 Ma. Durante este lapso se registraron varios pulsos, separados por periodos de menor actividad. Durante el Oligoceno, en el batolito de la Costa la actividad magmática disminuyó considerablemente registrándose registrándose muy pocos plutones. En este aspecto refleja la disminución generalizada de la actividad magmática en toda la Cordillera de Los Andes. Otros batolitos, como el de Colangüil, en la Cordillera Frontal de San Juan, el emplazamiento comenzó en el Carbonífero inferior, se interrumpió, o disminuyó notablemente, durante el Carbonífero superior, y se reinició con una fuerte actividad en el Pérmico, continuando hasta el Triásico inferior. Entre el Pérmico y el Triásico Inferior la intrusión de los plutones fue prácticamente continua durante el periodo comprendido entre los 272 Ma y los 247 Ma. (Llambías y Sato, 1995), lo cual representa un lapso de 25 Ma. El emplazamiento de cada batolito está relacionado con procesos geológicos gobernados por la tectónica global, como pueden ser los procesos de subducción en los márgenes continentales, convergentes. convergentes. La Cordillera de Los Andes es uno de los lugares donde la subducción permanece activa desde el Paleozoico inferior, ya que fue el margen activo del continente de Gondwana, y con posterioridad a la apertura del océano Atlántico, del de Sudamérica. Durante cada ciclo de subducción se desarrollaron arcos magmáticos con raíces batolíticas. Por esta razón, es común la superposición en el espacio de batolitos de diferentes edades. Todos ellos se formaron por procesos de subducción similares, en los cuales la corteza corteza oceánica subduce a la continental. Por este motivo, las características y la composición de los batolitos son parecidas, dificultando su identificación. Las granodioritas y tonalitas de los batolitos pérmicos son muy parecidas a las de los batolitos cenozoicos, por lo cual es necesario un detallado mapeo para poder separarlos.

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

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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. 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. En la actualidad se acepta que la composición química de los granitoides refleja la composición de la fuente (Arculus, 1987; Pitcher, 1997, p. 132) y cuando la fuente tiene una composición heterogénea pueden converger en forma conjunta distintos tipos de magmas, como pueden ser los metaluminosos y peralcalinos. El término suite debe diferenciarse claramente del de serie y asociación magmática, en los cuales están involucrados los procesos de diferenciación, que posibilitan la formación de rocas con diversas composiciones, pero con un rango de variabilidad acotado por la naturaleza de los procesos de diferenciación.

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SUPERUNIDADES Y UNIDADES DEL SEGMENTO LIMA DEL BATOLITO DE LA COSTA DE PERU EN CADA SUPERUNIDAD LAS ROCAS ESTAN ORDENADAS POR EDAD, SIENDO LAS UBICADAS ABAJO LAS MÁS ANTIGUAS

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El concepto de Superunidad fue creado para agrupar los plutones del Batolito de la Costa de Perú. Una síntesis de sus características se discute en Pitcher et al. (1985, p. 94). El concepto de Superunidad también incluye el concepto de cosanguineidad, y que está relacionada a una evolución magmática común, con una cierta coherencia química. Una Superunidad está constituida por Unidades, cada una de ellas representa un pulso magmático. Como mínimo una Unidad puede estar constituida por un plutón, no siendo raras las unidades constituidas por varios plutones. En cada Superunidad hay una variación progresiva en la composición de los pulsos magmáticos pasando de composiciones intermedias a ácidas. La Superunidad que le sucede en el tiempo repite en forma similar este ciclo, pero a medida que la Superunidad es más joven, mayor es la proporción de rocas ácidas que participan. Es aconsejable que Suite o Superunidad sean empleados como herramientas de mapeo con la finalidad de agrupar los plutones en secuencias ígneas con similares características y edades relativas. De esta manera son equivalentes al término Grupo de la nomenclatura estratigráfica. Unidad es equivalente a Formación. Las variaciones en composición y textura en el interior de cada plutón son inherentes a la dinámica interna del plutón y se describen como facies. Cada unidad se denomina con el nombre de la roca predominante y un nombre geográfico, que es en donde está mejor expuesta, por ej. Tonalita Pacho, Granodiorita Las Piedritas, etc. Una Superunidad se denomina con un nombre geográfico por ejemplo Superunidad Santa Rosa, etc. Otra denominación utilizada con frecuencia es la de Complejo. El Código Argentino de Estratigrafía, lo define así: "Unidad constituida por diversos tipos litológicos (sedimentarios, ígneos, metamórficos) dispuestos irregularmente o caracterizada por una estructura complicada en la que la sucesión original de las rocas que la componen no es reconocible". Es equivalente a Grupo y puede comprender varias unidades de menor rango. La utilización de Complejo es apropiada para el mapeo de las rocas ígneas, que con frecuencia se presentan en diversos tipos de cuerpos ígneos, como por ejemplo diques, plutones e inclusive rocas extrusivas. La condición necesaria es que todas estas rocas se hayan formado como consecuencia de un periodo de actividad magmática definido en el espacio y en el tiempo. A pesar que esta última condición implica una cierta cosanguineidad, el término Complejo es descriptivo. El término Complejo es especialmente aplicable cuando los

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procesos ígneos se desarrollan en la interfase corteza-atmósfera, donde el magma puede formar cuerpos de diversos tamaños, formas y texturas.

La forma de los batolitos es generalmente alargada, con relaciones axiales altas. Estas formas son comunes tanto a los batolitos de los bordes continentales activos como los batolitos de intraplaca. La longitud de los mismos puede ser del orden de centenares a miles de kilómetros con anchos que varían entre 30 y 80 km. El batolito andino 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 América del norte los batolitos también continúan a lo largo del margen activo , 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. Los ambientes tectónicos a los cuales están relacionados los batolitos son de diverso tipo, pero en forma sintética se los puede agrupar en batolitos orogénicos, asociados a márgenes continentales activos, y batolitos anorogénicos, asociados a la intraplaca.

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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 por ejemplo 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 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. Los enclaves microgranulares máficos son muy frecuentes, prácticamente se encuentran en todas las rocas con composiciones intermedias. 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 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: 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

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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 batolitos 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%.

DISTRIBUCIÓN DEL BATOLITO ANDINO, CON EDADES QUE VAN DESDE EL JURÁSICO SUPERIOR HASTA EL MIOCENO.

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El batolito de Baja California 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 SiO2 , Na2O y K2O 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 Batolitos del Perú

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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.

DISTRIBUCION DE LOS BATOLITOS CRETÁNICO-CENOZOICO MAS IMPORTANTES DE AMERICA DEL NORTE

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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.

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 postorogénico, que sucede a la fase orogénica San Rafael, del Pérmico inferior. Los batolitos de la sierra de San Luis pueden ser considerados 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.

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PERFIL ESQUEMÁTICO, CON INDICACIÓN DE LOS GRANITOS Y ESTTRUCTURAS MÁS IMPORTANTES DEL HIMALAYA NEPUL

Batolitos anorogénicos o de intraplaca Los batolitos que se encuentran en intraplaca son también denominados anorogénicos, porque no están relacionados a procesos orogénicos. Se encuentran en estrecha relación con estructuras de rifts. Están constituidos por complejos intrusivos centrados, con abundantes diques anulares. Cuando estos complejos están alineados forman verdaderos batolitos con formas alargadas, acordes con las estructuras lineales que controlaron su emplazamiento. Tienen menor extensión que los batolitos calco-alcalinos de los arcos magmáticos. La composición es per-alcalina a alcalina y mayormente están formados por granitos hipersolvus, lo cual significa que se han formado a altas temperaturas y con bajo contenido de agua. A veces forman asociaciones bimodales, con participación de rocas básicas junto con las ácidas. También asociados a rifts se encuentran complejos centrados máficos alcalinos como son los complejos cretácicos de Brasil, este de Bolivia y Paraguay. Los plutones tienen secciones circulares y son comunes los diques anulares, a veces con texturas típicas de rocas volcánicas. Por esta razón forman complejos plutono- volcánicos

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BATOLITOS DEL PERU 

Batolito de la Costa

Con este nombre se designa a las unidades plutónicas del Cretácico Inferior a Superior, expuestas a lo largo de la Cordillera Occidental de los Andes, extendiéndose desde Chile hasta Ecuador. En la zona de estudio se expone parte del Batolito de la Costa y sus afloramientos más conspicuos se encuentran en el extremo este a noreste (Figura 3.18). Esta unidad se caracteriza por presentar relieve abrupto, encontrándose segmentada por quebradas de dirección noreste y hacia el suroeste es limitada por la Depresión Ica-Nasca. En el extremo norte y sur de la zona de perforaciones se han distinguido rocas del Batolito de la Costa, en forma de sills presentando potencias variables y más constantes hacia el este, con inclinaciones al este. (Figura 4.4  – Secciones 1, 2 y 9 al 15). En la zona de estudio, el Batolito de la Costa está conformado por tres tipos de rocas: Dioritas, cuarzo dioritas y granodiorita a tonalita.

a) Dioritas.Son de grano fino, presentan coloración verde oscura y sus afloramientos son pequeños, alargados y con formas circulares, englobados por cuarzo diorita. El estudio petrográfico realizado por el laboratorio BISA, a una muestra proveniente de afloramiento (Muestra B-40), cuya ubicación se detalla en la figura 3.18, presenta los siguientes resultados.

Muestra B-40, (Figura 3.21), presenta: plagioclasa 75%, cuarzo 3%, piroxeno 7%, hornblenda 5%, minerales opacos 3%, arcillas 1%, biotita 1%, sericita 1%, clorita, epídota, carbonatos, apatito, zircón y esfena como trazas. Las plagioclasas ocurren como cristales euhedrales, alterados débilmente por sericita, clorita, epídota y arcillas, presenta microfracturas rellenadas con biotita y epidota e inclusión de zircón y apatito; el cuarzo como cristales anhedrales, presenta inclusiones de apatito y esfena; el piroxeno y la hornblenda en cristales subhedrales alterándose a clorita, con inclusiones de minerales opacos y microfracturas rellenas por óxidos de hierro; los minerales opacos se encuentran diseminados. Presenta textura hipidiomorfica seriada y es clasificado como diorita.

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 b) Cuarzo dioritas.Son de grano grueso, coloración gris verdosa y se caracterizan por presentar fenocristales de plagioclasas blanquecinas, con núcleos verde oscuros y dimensiones de 2 a 4 mm (Figura 3.22 A). Ocupa el mayor volumen en la porción del Batolito de la Costa que aflora en la zona de estudio y en la zona de perforaciones estas rocas son los que se han identificado. El estudio petrográfico realizado por el laboratorio BISA, a una muestra proveniente de afloramiento (Muestra B-151), presenta los siguientes resultados. Muestra B-151, (Figura 3.22 A), presenta: plagioclasa 68%, cuarzo 10%, piroxeno 6%, hornblenda 7%, arcillas 2%, sericita 2%, carbonatos 1%, clorita, epídota, esfena y minerales opacos como trazas. Las plagioclasas ocurren como cristales euhedrales, zonados, con inclusiones de piroxenos y esfena, alterados débilmente por carbonatos, sericita, epídota y arcillas; el cuarzo como cristales subhedrales, ligeramente corroídos, presenta microfracturas rellenadas por carbonatos; el piroxeno en agregados subhedrales, se hallan parcialmente remplazadas por anfíboles y alterados por epidota; la hornblenda en cristales anhedrales alterados por carbonatos y clorita; los minerales opacos se encuentran escasamente diseminados. Presenta textura porfirítica con matriz granular y es clasificado como cuarzo diorita.

En el extremo norte de la zona de perforaciones y sobre el cuerpo mineralizado, estas rocas son afectadas por vetas y brechas hidrotermales con mineralización similar al cuerpo mineralizado (Figura 3.22 C), con semejante característica a lo descrito para las Andesitas Tunga. Las vetas de la Mina Hierro Acarí, localizados a 8.5 km al Noreste de la zona de estudio, cortan a las cuarzo dioritas (Figura 3.22 B), diferenciándose de lo observado en la zona de estudio por el ensamble demineralización conformado por anfíboles-magnetita-calcita-pirita.

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c) Granodioritas a tonalitas aplíticas.De coloración blanquecina a verdosa, con escasos máficos (Figura 3.23), se ha desarrollado en forma de diques y pequeños stocks que cortan a las cuarzo dioritas. El estudio petrográfico realizado por el laboratorio BISA, a una muestra proveniente de afloramiento (Muestra B-63), cuya ubicación se detalla en la figura 3.18, presenta los siguientes resultados. Muestra B-63, (Figura 3.23), presenta: plagioclasa 55%, cuarzo 20%, feldespato potásico 6%, piroxeno 4%, anfíboles 5%, esfena 1%, arcillas 2%, sericita 2%, carbonatos 1%, clorita, epídota, zircón, apatito, minerales opacos y ó xidos de hierro como trazas. Las plagioclasas ocurren como cristales euhedrales, con inclusiones de esfena, zircón y anfibol, alterados débilmente por carbonatos, sericita, epídota y arcillas; el cuarzo como cristales subhedrales, presenta inclusiones de apatito y esfena; los feldespatos ocurren como cristales anhedrales, alterados parcialmente por sericita y arcillas; el piroxeno en agregados subhedrales, se hallan parcialmente remplazados por anfíboles; los anfíboles en cristales subhedrales alterados por carbonatos y clorita; los minerales opacos se encuentran escasamente diseminados,

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alterados por óxidos de hierro. Presenta textura porfirítica con matriz granular y es clasificado como Granodiorita a Tonalita.

Estas rocas no han sido evidenciados en la zona de perforaciones, sin embargo, en los afloramientos se ha observado que se encuentran cortados por vetillas de actinolita, calcita y magnetita.

Edad.- Con el fin de establecer la edad del emplazamiento del Batolito de la costa, en la zona de estudio, se han practicado dataciones radiométricas. Vidal et al. (1990), utilizando el método K-Ar obtuvo una edad: 109 ± 4 MA, en dacitas de dique que corta a las cuarzo dioritas, en las proximidades de las vetas de Hierro Acarí. Por otro lado, Chara (2000), utilizando el método K-Ar obtuvo edades entre 107 ± 4 MA y 113 ± 3 MA, en dioritas y tonalitas, localizados en el borde occidental del Batolito de la Costa, del cuadrángulo de Ica . Por lo tanto, se le considera de edad Albiana a Cenomaniana. Estas edades nos estaría indicando que estos intrusivos son los precursores y de emplazamiento más antiguo del Batolito de la Costa.

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Batolito de San Nicolás El Batolito San Nicolás, se ha emplazado en la Cordillera de la Costa, intruyendo al Complejo Basal de la Costa y a las Formaciones Chiquerío, San Juan y Marcona. 

Está conformada por monzogranitos y granodioritas (Caldas, 1978). Los mozogranitos ocupan la porción central de Batolito, mientras que las granodioritas se encuentran rodeando los monzogranitos. Ries (1976), utilizando el método K-Ar obtuvo edades de 442 ± 10.4 MA a 421 ± 10.9 MA en granitos del cuadrángulo de San Juan ; Charra (2000), utilizando también el método K-Ar obtuvo una edad de 408 ± 11 MA en granitos del cuadrángulo de Ica . Por lo tanto, se considera que el emplazamiento del Batolito de San Nicolás se dio entre el Siluriano a Devoniano Inferior.

Grupo puente piedra Se ha dividido en dos áreas: Puente piedra inferior, ubicado en el valle del Chillón, llamado volcánico Santa Rosa; y Puente Piedra superior, formaciones del Puente Inga, Cerro Chillón y la Pampilla. 



Volcánico Santa Rosa, es la base de la columna geológica de Lima, más de 500m de grosor, rocas volcánicas, lutitas, andesitas limolitas, andesitas feldespáticas.



Formación Puente Inga, Sobre la formación volcánico Santa Rosa y bajo la Formación Ventanilla, lutitas, limolitas y areniscas feldespáticas.



Formación Ventanilla, sobre la Formación Puente Inga, lutitas, andesitas, limolitas y algunas capas de chert, aflora en el cerro Chillón.



Formación Cerro Blanco, sobre la formación Ventanilla, areniscas, capas de chert, andesitas; aflora en los cerros la Regla y Oquendo hasta la refinería La Pampilla.



Formación Volcánica Ancón, hay derrames volcánicos de  naturaleza andesítica, hornablenda, feldespato; minerales opacos como la pirita, magnetitas en cristales, calcita, chert y vidrio volcánico.

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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, grauvacas 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.

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Grupo Calipuy

Consiste en unos 2000 m de lavas andesíticas intercaladas con rocas piroclasticas, en discordancia sobre las secuencias inferiores.



El nombre es bastante genérico pues se explica esta extensa secuencia sin haberse podido hacer estudios específicos por diversas dificultades encontradas en la correlación. Las partes tufáceas se conocen en Cajamarca como cantarías, en otros lugares han dado lugar a caprichosas formas erosionadas como el bosque de Rocas en la Pampa de Junín, y localmente se conocen con diversos nombres formacionales.



Estas partes tufáceas corresponden a las fases más tardías del grupo y se han depositado a veces con posterioridad a un ciclo de erosión. El Grupo Calipuy se extiende cronológicamente desde el eoceno inferior hasta el mioceno medio. Las fases tufáceas mencionadas se han asignado al mioplioceno.



Al oriente del río Marañon se encuentra la formación Lavas en, constituida por unos 1500 m de volcánicas piroclasticas. Sobresaliendo en discordancia las capas rojas de edad cretácica terciaria, con terminación probable en el eoceno, existe una potente secuencia volcánica que se extiende al sur hasta más allá de Catrovirreyna. La terminación de este vulcanismo se ha estimado en unos 40 millones de años.

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Batolito Gollon-Callangate

Conformado por cuerpos plutónicos e intrusivos menores dispuestos de manera discontinua, a lo largo de 100 km y en una franja de 19 a 22 km de ancho, entre los poblados de Bambamarca, Sichaya (La Libertad) en el sur y Santo Tomás (Amazonas) en el norte. Se le denomina «Batolito de Gollón - Callangate», de acuerdo a la localización del pueblo de Gollón (Amazonas) que se encuentra en la parte central de los cuerpos plutónicos del sector norte y el Tambo de Callangate localizado también en la parte central y sur de los plutones del sector meridional del área de estudio. Se trata de un batolito compuesto mayormente por plutones simples que forman parte de la faja granítica de la Cordillera Oriental, que se extiende a lo largo de aproximadamente 500 km hasta el centro del Perú (Huánuco). El Batolito de Gollón-Callangate está emplazado en rocas del Complejo del Marañón, y del Paleozoico inferior y superior hasta el Grupo Ambo y parte de la Formación Lavasén, que también se le encuentra como techos colgantes. Las capas rojas del Grupo Mitu del Permiano superior, yacen sobre el Batolito en disconformidad heterolítica. La mayoría de cuerpos plutónicos tienen por lo menos un contacto tectónico ya sea con las rocas de caja o con rocas más jóvenes. Las rocas ígneas plutónicas e intrusivos menores del batolito se describe según el esquema de clasificación modal de Streckeisen, A. (1976) y se les ha registrado como unidades litoestratigráficas según su ubicación geográfica y de acuerdo con términos litológicos representativos de la unidad (figura 3), atendiendo las recomendaciones de la Guía Estratigráfica Internacional, versión abreviada (Reguant S., Ortiz R., 2001) y considerando similitudes en el campo, rasgos petrográficos y en composición. Se han diferenciado las siguientes unidades: 

Diorita Yalen, es un cuerpo pequeño de 200 a 300 metros que se encuentra 1 km al oeste-sudoeste de Yalen en las márgenes del río Cujibamba-Sute. Se trata de una roca holocristalina de grano medio, mesócrata, que yace a modo de bloques remanentes y xenolitos en el borde occidental dentro de un cuerpo granítico que se encuentra emplazado en rocas metamórficas del Complejo del Marañón



Tonalita-Granodiorita Gollón es un cuerpo plutónico que se encuentra al norte del Abra de Chanchillo entre los ríos Illabamba-Gollón y Quebrada Soledad, tiene forma alargada de orientación Norte-Sur de 15 km de largo y 7 km en sentido E-O, alcanza altitudes máximas de 3500 msnm. Tiene relación de corte discordante con las rocas del Complejo del Marañón, aunque también se observan contactos tectónicos en la quebrada Yauman por una falla de dirección NO-SE. Tiene relación intrusiva con el Grupo Ambo y rocas volcánicas verdes al este de Gollón y en la quebrada Bocanegra; es cubierto

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discordantemente por calizas del Grupo Pucará en el extremo nororiental del cuerpo plutónico. La textura de esta unidad es primaria, de grano medio, inequigranular, contiene minerales félsicos entre 60-70% y los máficos abundan en el orden de 30 a 40%, con predominio de biotita entre 15-30% y hornablenda de 5-15%.



Granodiorita-Tonalita Balsas a lo largo de la carretera Celendín-ChacantoLeimebamba y ChacantoSan Vicente-Bolívar; emplazada dentro del Complejo del Marañon mediante una línea de contacto de trazo irregular en la parte norte, sus contactos son tectónicos tanto al este como al oeste, mediante fallas de dirección andina. El Grupo Mitu cubre a la granodiorita-tonalita Balsas en la carretera Celendín-Balsas. La granodiorita-tonalita de Balsas tiene textura primaria, de grano medio a grueso, inequigranular con promedio de 30% de minerales máficos, 70% de minerales félsicos.



Tonalita-Granodiorita Lavador, es un cuerpo alargado emplazado en el Complejo del Marañón, Grupo Ambo y la Formación Lavasen, tiene aproximadamente 11 kilómetros de largo, 2,5 a 3 km de anchura entre la desembocadura del río Miriles en el Marañón y paraje Lavador siguiendo una dirección NO-SE. Sus afloramientos se encuentran entre 950 y 2900 metros de altura, sus contactos son discordantes; no obstante su contacto oriental al sudeste de Poña es una falla de longitud regional que lo pone en contacto con rocas silícicas y carbonatadas del Cretáceo inferior y superior. Dentro de esta unidad se observan algunas vetas de cuarzo blanco, así como algunos diques afaníticos gris verdosos de dirección NO-SE y diques de aplitas con orientación similar



Granodiorita Los Alisos, ubicada al norte de Bambamarca y al oeste del Tambo de Callangate entre el río Chocta y la quebrada Pana como un cuerpo alargado en dirección NNO, rodeado de cuerpos graníticos más jóvenes, en las cumbres de los interfluvios es una roca bastante meteorizada y disgregable. Tiene 15 km de largo y 5 km de anchura; sus contactos orientales son mayormente intrusivos con rocas graníticas, en cambio, la Formación Lavasén le sobreyace a modo de cubierta. Se le clasifica como monzogranitos y raras veces como granodioritas.



Monzogranito Abra Chanchillo tiene mayor contenido de feldespato potásico en relación con la tonalita-granodiorita Gollón que se encuentra al norte de esta unidad. Este granito rojo es como un cuerpo alargado entre el río Gollón y la quebrada Honda.

 • Monzogranito Enaben en ambos lados del río Cujibamba como un macizo

plutónico de 12 km en sentido NO-SE y una anchura de 4 km. Emplazado en rocas volcánicas de la sección inferior de la Formación Lavasen y cubierto en las

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partes altas por rocas piroclásticas atribuidas a la misma unidad. La mayor parte del macizo es un monzogranito de grano medio 

Sienogranito Chacanto es un conjunto de cuerpos graníticos rojos a rosados a modo de pequeños stocks y diques emplazados dentro de la Granodiorita Tonalita Balsas, inclinados al suroeste con ángulos moderados a suaves (60°20°); sus grosores son variables (de algunos metros a decenas de metros). Constituyen la unidad intrusiva más joven dentro del conjunto de rocas graníticas que conforman el Batolito Gollón-Callangate. Se observan clastos de sienogranito en los conglomerados del Grupo Mitu. Su litología incluye sienogranitos, granitos feldespáticos alcalinos, aplitas.

Estructura El Batolito Gollón - Callangate es un conjunto de 15 cuerpos plutónicos simples que se encuentran a lo largo de una faja de 100 km y 20 km de ancho, en dirección NO-SE, ocupando una extensión aproximada de 500 km2 en el eje de Cordillera Oriental y su flanco que da al río Marañón. Sirven como roca encajonante esquistos, gneises y metasedimentos del Complejo del Marañón, pelitas de la Formación Contaya, rocas volcánicas y sedimentarias del Carbonífero. En la parte septentrional del área las rocas del Batolito albergan vetas de cuarzo con mineralización aurífera. El Batolito se ha emplazado en un bloque Proterozoico-Paleozoico controlado por fallas de dirección NNO-SSE que tienen recorridos regionales. Las esquistosidades y foliaciones que se observan en el Complejo del Marañón anteceden al emplazamiento del Batolito. Mineralización El batolito Gollón-Callangate forma parte de la Provincia Andina Oriental descrita por Bellido E. y De Montreuil L.(1972), subprovincia aurífera con mineralización en filones, principalmente como relleno de fisuras donde el oro se presenta como inclusiones en el cuarzo y pirita y como solución sólida en el sulfuro de fierro; relacionadas a procesos tectónicos y magmáticos de los ciclos Paleozoico y Mesocenozoico. Las evidencias de mineralización, se encuentran en la vecindad de Chalabamba, en Lavador y al norte de Gollón como vetas de cuarzo que en algunos casos han sido trabajadas artesanalmente, aparte existen algunas estructuras con Au en el Complejo del Marañon al oeste de Santo Tomás. La mayoría de las vetas con contenidos de mineralización de oro se encuentran en rocas graníticas excluyendo aquella que se encuentra entre Chalabamba y Molinete al oeste-sudoeste de Bolívar. En el Área Gollón hay vetas de cuarzo emplazadas principalmente en la tonalitagranodiorita Gollón. Siguen una dirección general NO-SE, sin embargo existe variación entre N-S a N 50° O y están inclinadas con ángulos 32° a 75° al este-noreste; además

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existen algunas ramificaciones de las vetas o estructuras secundarias que siguen direcciones al noreste e inclinadas al SE. Se ha observado la presencia de 15 vetas de cuarzo con grosores variables menores de 1 metro y entre altitudes de 1400 a 3400 msnm, la mayoría de ellas a lo largo de las cumbres entre los cerros Sombrero y Chone y el río Gollón. Por ejemplo, la veta Mónica, ubicada en la parte alta del cerro Chone a una altura de 2900 msnm, tiene una dirección N 25° O inclinada 32° al NE en superficie cambia su inclinación en profundidad llegando a 45° al NE. Su grosor en superficie varía de 30 a 70 cm; se observa que tiene hacia los bordes material deleznable de color marrón amarillento con limonitas, material de la roca caja y moscovita tanto en la zona de óxidos como en las paredes adyacentes. El cuarzo blanco constituye el cuerpo principal de la veta, es macizo con formas lenticulares, suele presentar venillas de cuarzo gris y venillas con óxidos. En resumen se puede decir que las estructuras de cuarzo en las rocas plutónicas siguen el rumbo NO-SE están inclinadas mayormente al E y NE, tienen frecuentemente evidencias deformación tipo cizalla y un buen número de vetas está acompañado de diques máficos, gris oscuros, afaníticos.

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Batolito de Andahuaylas Composición Petrológica:

El batolito está compuesto por cuerpos intrusivos que afloran en un área extensa de~300 km x 130 km y emplazado dentro de rocas sedimentarias clásticas del Grupo Yura (Jurásico-Cretácico), la Formación Mara (Aptiano) y las calizas Ferrobamba del Albiano - Turoniano (Fig. 23). El batolito incluye una primera etapa de rocas máficas caracterizadas por gabros cumulat y dioritas emplazadas entre 48 y 43 Ma, las que están instruidas a su vez (segunda etapa) por pulsos de granodiorita y cuarzo monzodiorita entre ~42 y ~30 Ma (Carlotto, 1998; 2002), lo que indica un fuertelevantamiento en el Eoceno medio-Oligoceno inferior. Contemporáneamente a esta segunda etapa, se depositan rocas volcánicas de la Formación Anta (Eoceno medio-Oligoceno inferior) constituidas por más de 1000 m de flujos de lavas de andesitas y flujos piroclásticos de dacitas, intercalados con conglomerados volcanoclásticos (Carlotto, 1998, 2002; Carlotto et al., 2005). Las rocas volcánicas y sedimentarias se han depositado en cuencas sinorogénicas, transtensionales del Eoceno inferior y compresionales del Eoceno superior-Oligoceno inferior. Las dataciones radiométricas/Ar y Re-Os muestran que la mayor parte de la alteración y mineralización del tipo pórfido, a lo largo de esta franja, tomó lugar entre el Eoceno medio y el Oligoceno(~42 a ~30 Ma). Descripción de la Roca intrusiva Diorita Grandes cuerpos de diorita afloran en el cuadrángulo de Santo Tomas, yotros más pequeños en los cuadrángulos de Challhuanca y Antabamba. En el áreade Santo Tomas el intrusivo dioritico aflora en gran parte en la margen derecha del Rio Santo Tomas. Otros afloramientos menores se encuentran alrededor de la granodiortia cortando una serie de estructuras de rocas sedimentarias, especialmente a lo largo del anticlinal Mara. En las áreas de Tintaya y quechuas se observan intrusivos dioriticos y microdioritcos. Tonalita Los principales cuerpos de tonalita afloran en Huancaray y Ancobamba(Challhuanca), San Antonio (Antabamba) y Haquira (Santo Tomas). Estos afloramientos tienen una parecido bastante notable en sus características petrográficas, especialmente entre los de Haquira y San Antonio. Los cuerpos de tonalita están instruidos por numerosos diques de diversa composición y que se entrecruzan. Sus grosores son variables, desde 1 cm. Hasta20 cm. (Excepcionalmente mayores de 50 cm.). En cuanto a sus longitudes pueden ser de varios centímetros

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Granodiorita Se encuentran aflorando casi en toda el área, notándose grandes cuerpos al sureste del cuadrángulo de Challhuanca; al suroeste del cuadrángulo de Antabamba, al norte del cuadrángulo de Santo Tomas; y otros menores se encuentran en Mollebamba- Vitor.Macroscópicamente las granodioritas presentan casi las mismas características que las tonalitas. Mineralógicamente son casi uniformes, aunque en ciertas áreas microscópicamente presentan variación de feldespato potásico, en algunos casos pasan a adamelitas. En general las granodioritas son de textura faneritica de granomedio a grueso, varían de leucocraticas a mesocráticas aunque predominan las de color gris claro Monzonitas Rocas intrusivas muy importantes las cuales se relacionan con la mineralización de diferentes yacimientos de Skarn de toda esta área, en los yacimientos de Tintaya, Atalaya, Coroccohuayco, Chalcobamba, entre otras se pueden diferenciar variación de monzonitas: Monzonita de textura granular obliterada, con granos de biotita en paquetes, ojos de cuarzo, maficos grandes alargados. Monzonita de textura granular con cristales de plagioclasa subhedrales aeuhedrales, paquetes de biotita, ojos de cuarzo en menor proporción que laanterior, maficos grandes y alargados Edad Algunos ejemplos, como en Tintaya, una edad Re-Os de 41.9 ± 0.2 Ma (Mathur et al., 2001) data la mineralización. Edades K/Ar reportadas por Perelló et al. (2003a) indican para Peña Alta 39.5 ± 1.1 Ma y 30.3 ± 0.8 para Trapiche, existiendo edades de 35.2 ±0.9 Ma para Sulfobamba, 35.7 ± 0.9 para Cotabambas (Perelló et al., 2004), entre otras. Las edades mostradas coinciden con la segunda etapa de emplazamiento del batolito, el vulcanismo Anta y la sedimentación de la cuenca Soncco (43-30 Ma). En consecuencia, la mineralización tipo pórfido Cu-Mo (Au-Zn), se interpreta de haber sido acompañada de un periodo de intensa deformación, acortamiento cortical y fuerte levantamiento, sincrónico con la orogenia Inca que comienza en 43 Ma (Carlotto, 1998; Carlotto, 2006b). La mineralización supérgena es inferida de haber sido activadesde el Plioceno, esto en base a evidencias geomorfológicas y una datación K/Ar de3.3 ± 0.2 Ma en una alunita supérgena de Cotabambas (Perelló et al., 2003a; Perellóet al., 2004).La franja está definida por mas de 40 sistemas con alteración y mineralización tipopórfido, incluyendo 19 sistemas agrupados en 5 clusters principales, y más de 12centros separados

(Perelló et al., 2003a), además de cientos de ocurrencias demagnetita.

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Batolito de Pataz

Es un cuerpo alargado de rocas intrusivas que aflora a lo largo del lado NE del área cartografiada en dirección NW-SE. Se trata de un conjunto de plutones Eohercínicos cuya composición varía desde un granito hasta una granodiorita. Las rocas intrusivas se encuentran infra yaciendo a los volcánicos Lavasen y cortando al Complejo Marañón. Según las dataciones radiométricas descritas anteriormente, el Batolito de Pataz en las zonas de Retamas, Parcoy, Patáz y Tayabamba, se emplazó durante varios pulsos magmáticos ocurridos durante el Carbonífero inferior (Mississipiano) con edades que oscilan entre 305 y 346 ± 10 Ma. El Batolito de Patáz es considerado el más grande de la región norte del Perú, se le considera de edad Paleozoica de acuerdo al análisis de K\Ar el cual reportó 321 millones de años (Miranda C., 1997) correspondiendo al Mississipiano superior del Carbonífero inferior; se le ha podido reconocer desde el Noreste de Patáz hasta el sureste de Tayabamba es decir unos 150 Km. y tiene una forma lenticular al sur como al norte, esta geometría es observada en superficie estando limitada por la vegetación y la inaccesibilidad de algunos afloramientos, aún falta por reconocer lo que está cubierto por el Complejo Marañón. Asimismo este batolito se encuentra seccionado por grandes fallas de rumbo  N70°W con tendencia al E-W que genera en su mayoría desplazamientos sinestrales y en menor proporción desplazamientos dextrales, dando la apariencia de apretamientos y aperturas del macizo hasta alcanzar 8 Km. como sucede en la zona de cerro el Gigante y zona de Potacas. En un análisis regional este batolito debería de corresponder a una secuencia de emplazamiento de batolitos tanto al sur como al norte, así pues, se tiene el  batolito de Oxapampa en el departamento de Cerro de Pasco que posee casi las mismas características litológicas, y por el norte hasta el Ecuador, en ambos casos falta por realizar mayores estudios litológicos y cronológicos. Asimismo, se determina que la gran falla o fractura que dio origen a las  pulsaciones magmáticas fue de tipo normal formado durante el periodo de distensión de la fase final de la tectónica Eohercínica, esto generó grandes fallas de carácter regional los cuales habrían servido de conducto para el emplazamiento del batolito, esta falla tendría una orientación N-S hacia N-NW siendo rellenada por material de naturaleza calco alcalina como la granodiorita, la cual es la roca predominante en este batolito y al mismo tiempo es gran huésped de mineralización. El interés económico se plasma en estructuras tipo vetas, rellenadas de cuarzo,  pirita aurífera, y sulfuros de metales bases como la galena y la esfalerita en menor grado.

Depósitos Cuaternarios Existen depósitos coluviales sobre el Batolito de Pataz, acompañado de suelos recientes. Se observan acumulaciones de sedimentos fluviales que muestran una deficiente selección granulométrica sin estratificación definida, formando depósitos cuaternarios recientes generalmente de naturaleza ígnea (terrenos de cultivo

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actuales), en el sector de Cabana, parte inferior de Mishito, grandes áreas del batolito están cubiertos por depósitos coluviales hasta el río Llacuabamba. Génesis Petrológica del Batolito de Pataz Los depósitos asociados al magmatismo calco alcalino (granodioritas, tonalitas, dioritas, etc.) son depósitos endógenos que ocurren relacionados a procesos pegmatíticos, neumatolíticos e hidrotermales dando lugar a la forma de estructuras filoneanas de Fe, Cu, Pb, Zn, Ag, Au, W, Mo, Be, estos depósitos ocurren principalmente relacionados a Arcos Magmáticos, en los Arcos Insulares o Márgenes Continentales. Los Arcos Magmáticos están constituidos principalmente por magma calco alcalino y puede subdividirse en 2 series.  

Tipo I ( ígneo ) el cual se origina por fusión parcial del manto Tipo S (sedimentario) la cual se origina por fusión parcial de la Corteza Continental (anatexia).

En ambos casos se desarrolla la diferenciación magmática con tendencia a la formación de rocas graníticas. Series Magmáticas correspondiente al Batolito de Patáz El Batolito de Patáz en la zona de Parcoy consta preferentemente de rocas del tipo granodiorita, la cual proviene de un magmatismo calco alcalino el cual presenta las siguientes características: SERIE I

SERIE II

Variación Composicional

Alta

Baja

87Sr / 86Sr

menor a 0.706

mayor a 0.706

Al2O3 / C2O+ Na2O + H2O

menor 1.1

mayor 1.1

N2O / k2O

Alto

Bajo

Fe(CO2) en magma

Alto

Bajo

Fe3+/Fe2+

Alto

Bajo

Minerales típicos

Magnetita,Esfena y Hornblenda Ilmenita, Muscovita y Monacita

Metales Típicos

Cu,Mo

Sn, W

Origen del magma

Manto tipo ( I )

Corteza Cont. tipo ( S )

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El Batolito de Patáz posee un amplio rango de SiO2, su relación baja de K2O / Na2O, su riqueza en Hornblenda, la presencia de magnetita, allanita, titanita y xenolitos con presencia de Hornblenda determina a este Intrusivo de Patáz como Tipo “I”. Las características del tipo “S” como granates, cordierita, y un alto contenido de K2O están

ausentes en Patáz. Se distingue dos secuencias de roca granítica una de las cuales se caracteriza por la presencia de hasta 2% de magnetita, mientras que la otra casi no contiene minerales opacos (alrededor de 0.1 % de ilmenita y prácticamente carente de magnetita). El Batolito de Patáz constituye una serie tipo magmática no solo por el predominio de este accesorio opaco sino por la presencia de allanita y fugacidad de O 2 que da como resultado una alta relación de Fe 2O3 // FeO en los silicatos y concentraciones de azufre en los fluidos residuales por lo que gran parte de los yacimientos metálicos de sulfuros y auríferos se relacionan con este metal. (Cornejo F., 1996). Mineralización del Batolito de Pataz Al interior de los cuerpos cristalinos la distribución de las vetas son regidas por los fenómenos estructurales dentro de estas unas más importantes que otras, por lo tanto, la naturaleza del fracturamiento toma importancia sean estas formadas por tracción, compresión o de desplazamiento. Dado que la mineralización no se distribuye uniformemente a lo largo de todas las estructuras, de los controles estructurales observados en la mayoría de los depósitos vetiformes: curvaturas (inflexiones) en el rumbo o en el buzamiento, ramificaciones o bifurcaciones, contacto con fracturas laterales, uniones e intersecciones de fallas. Esta última relación parece ser el control en la mineralización aurífera vetiforme del Batolito de Patáz. Las evidencias hasta hoy reconocidas muestran que la formación de vetas de cuarzo auríferas más importantes en la región se encuentran en bordura del Batolito de Patáz que a su vez se emplaza controlado por fallamiento regional que le da una geometría lenticular y alargada. Las estructuras mineralizadas al exterior del batolito son irregulares y "sin mineralización aurífera importante". El emplazamiento y la forma de la mineralización aurífera parece estar controlada por muchos factores como el campo de los esfuerzos regionales, la reología de las unidades, la anisotropía de sus fracturas, la existencia de fallas y diques, la naturaleza de los contactos litológicos y planos de pseudoestratificación (para el caso de las rocas metamórficas).

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Como resultado, la mineralización presenta geometrías diferentes, los filones pueden estar regulados dentro de rocas homogéneas y competentes como la diorita, a irregulares como en el caso de las rocas meta sedimentarias que tienen un comportamiento anisótropo. La extensión longitudinal de las vetas, muchas veces llegan a los órdenes kilométricos así como en el buzamiento. La potencia de las vetas varían desde unos cuantos centímetros hasta los 12 metros (veta Consuelo), con promedios de 1 metro y contenido aurífero < de 1gr-Au/tn a > de 90 gr-Au/tn. Los sectores potenciales para la mineralización propuestos por Haeberlin (2000) son:    

en zonas de cizallamiento de orientación N-S, en vetas de extensión, en vetas concordantes con la estratificación, en fallas regionales E-W.

Los Ore Shoots, hasta ahora trabajados y conocidos, parecen estar asociados a la intersección de las fracturas (de venas NNW-SSE) con las fallas secantes a las vetas de movimiento sinextral aparente. La relación entre las fallas (secantes), la intensidad de los fracturamientos y la mineralización no han sido claramente establecidas ni verdaderamente investigadas, pero que hasta el momento la relación entre ellas parece ser la más importante para la exploración. Al igual que las vetas, las fallas transversales (secantes) son afectadas por fuerte alteración hidrotermal por lo que se sugiere una circulación de fluidos a través de ellas en el proceso de formación de venas y clavos mineralizados, esta aparente relación es necesario ser estudiada. La paragénesis mineral observados por Miranda (1983), Schreiber (1989), Rivera (1992) y Haeberlin et al. (2004) corresponde a: 





Una primera etapa de cuarzo lechoso acompañado de pirita gruesa y arsenopirita (estadio I); por reactivación tectónica de Ias vetas se produce el fracturamiento de los minerales depositados en esta etapa. En una segunda generación (estadio II) ocurre el ascenso de cuarzo gris de grano fino, esfalerita con exoluciones de calcopirita y pirrotita, posteriormente galena con inclusiones de sulfonales de antimonio, el eléctrum está hospedado principalmente en la esfalerita, el oro nativo precipita más tarde generalmente con galena y también en la pirita fracturada, hacia el final de esta etapa tiene lugar un proceso de recristalización a pequeña escala y nueva deposición de pirita y arsenopirita. En una etapa tardía se deposita cuarzo con carbonatos

El problema presentado en cuanto al modelo se da, en que estos depósitos difieren del modelo orogénico por su concentración en elementos metálicos (por ser

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mineralizaciones ricas en plata y significativamente en metales base). Sin embargo, Haeberlin et al. (2004) consideran estos yacimientos al interior del modelo "orogénico".

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Batolito de la Cordillera blanca El batolito de la Cordillera Blanca es un complejo plutónico que aflora ampliamente y se ubica en la parte central de la cordillera occidental, con un rumbo aproximadamente paralelo a las estructuras principales de la región. El afloramiento del batolito tiene aproximadamente 200 km de largo, el ancho es de 12 a 15 km, aunque la distribución de las apófisis relacionadas indica que el complejo intrusivo afecta un ancho de 30 a 35 km. Se pueden apreciar algunos de los tipos de rocas que constituyen el complejo plutónico y sus relaciones generales (Wilson J. et al., 1967). La gran masa del batolito consiste de una granodiorita leucócrata de grano grueso, que en algunas áreas muestra una foliación bien desarrollada. Este complejo está constituido de granodiorita, cortado en algunas áreas por granito con ortosa rosada. En algunos casos se nota todavía la forma de los xenolitos digeridos, mientras que en otros se encuentra anfibolita homógenea y uniforme. Las edades obtenidas en el batolito de la Cordillera Blanca (Cobbing et al., 1996) varían de 4.6 a 16 MA, determinadas por el metodo K/Ar sobre biotitas. (Wilson, P, 1975) ha considerado las edades de 4.6 a 9.0 MA, sin embargo, otros han obtenido una edad de U-Pb de 9 a 12 MA, que indica una edad de Mioceno medio a superior.

Composición Petrológica Este batolito está construido principalmente por granodiorita, granito y diorita con abundantes cabos de anfibolita originadas por digestión de rocas encajonadas. 

Batolito Ambo-Oxapampa

Las rocas intrusivas al sur de Huánuco han sido divididas por (Quispesivana, 1996) en batolito de Higueras, plutón de Chacamarca y Plutón de Tres Alcantarillas. Estos cuerpos han recristalizado a las rocas encajonantes principalmente a los esquistos metamórficos. Su composición mineralógica varía desde granodiorita, tonalita, diorita, hasta adamelita. En algunos casos se presentan ciertas deformaciones por la actividad tectónica que afectó al área. Por sus correlaciones se les considera de una edad paleozoica (Quispesivana, 1996). Según Miskovic (2009), reporta una edad de Permo Triásico.

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Batolitos de la Cordillera Blanca y Ambo-Oxapampa.

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Análisis de diagramas y clasificación geoquímica de los elementos mayores (Batolito Cordillera vs Batolito Ambo-Oxapampa)

Los diagramas de variación son usados con diferentes propósitos en petrología. Tienen la ventaja de ser más sencillos de interpretar que los números globales en las tablas de geoquímica, que, a primera vista, pueden ser difíciles de leer e interpretar. Gracias a estos diagramas se pueden observar con facilidad comportamientos y tendencias petrológicas que aporten información relevante en procesos petrológicos, como la cristalización fraccionada, fusión parcial o líneas de mezcla. En este trabajo se utilizan los diversos diagramas de uso geoquímico, tanto de elementos mayores y elementos traza. Grado de oxidación En los estudios geoquímicos interesa conocer el hierro total de las rocas, expresado unas veces como FeO y otras como Fe 2O3, para conocer el grado de oxidación. El resultado de las transformaciones del Fe+3 y Fe+2 arrojan un notorio incremento del Fe total, Fe 2 O3 y FeO en los intrusivos del batolito Cordillera Blanca, comparando con los del batolito Ambo-Oxapampa, debido a que las rocas intrusivas de este batolito ha sufrido una oxidación, ya sea en un último estadio de cristalización o en procesos posteriores, tales como alteraciones hidrotermales, etc. Correlación de Pearson Las correlaciones de los óxidos mayores en los batolitos de la Cordillera Blanca y Ambo-Oxapampa confirman que hay una buena correlación negativa (que disminuyen con el incremento de la sílice) entre el SiO2 con TiO 2 , Al2 O3 , Fe2 O3 , MgO, CaO y P2O5 . Se diferencia el batolito Cordillera Blanca por presentar una baja correlación positiva (que incrementa con el aumento de la sílice) con el Na2 O y K2 O. Mientras que el batolito Ambo-Oxapampa presenta muy baja correlación, con rangos menores al r < 0.5. Diagramas de Harker En las concentraciones de elementos mayoritarios o mayores entre estos dos batolitos, hay un ligero predominio en abundancia promedio en el batolito de la Cordillera Blanca en Al2 O3 , TiO2 , Fe2 O3 , MnO, MgO, CaO, K2 O y P2 O5 y en el batolito Ambo-Oxapampa SiO2 , FeO, Na2 O. Las sumas de óxidos nos indican que los valores de alcalinotérreos y los álcalis son mayores en el batolito de la Cordillera Blanca y en el batolito Ambo-Oxapampa son mayores en la suma del hierro. Estos rangos de variación sugieren un grado de evolución por cristalización fraccionada de minerales ferromagnesianos y plagioclasas cálcica. Las correlaciones negativas entre el SiO2 y P2 O5 y TiO2 corroboran también la evolución por cristalización fraccionada en ambos grupos de intrusivos. La caracterización geoquímica de los elementos mayoritarios a través de los diagramas Harker se interpreta como un fraccionamiento lineal independiente para los dos grupos de intrusivos fuertemente marcado en el Batolitos del Perú

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punto 65% de SiO2 en el batolito Ambo-Oxapampa y 63% en SiO2 en el batolito de la Cordillera Blanca. Diagrama sílice vs. Álcalis total-TAS El batolito de Ambo-Oxapampa, según el diagrama TAS, de Le Bas 1986 (Figura Nº 2), muestra una diferenciación magmática que abarca mayormente el campo de los granitos (79%), seguido de una serie de rocas de naturaleza granodiorita (18%) y en menor proporción rocas tonalitas (3%). El batolito de la Cordillera Blanca (Figura Nº 3) abarca mayormente el campo de los granitos normales y granitos alcalinos (65%), seguidos de una serie de rocas de naturaleza granodiorita (24%) y en menor proporción rocas monzonitas (11%). En líneas generales, ambos batolitos están constituidos de rocas félsicas.

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Diagrama de Irvine-Baragar: Sio2 vs K2O+Na2O Las rocas del batolito Ambo-Oxapampa, de acuerdo al Diagrama de IrvineBaragar SiO2 vs K2 O+Na2 O (Figura Nº 3), corresponden en su totalidad a la serie subalcalina. Mientras que las rocas del batolito Cordillera Blanca (Figura Nº 2) corresponden mayormente a la serie subalcalina, existe alguna proporción de rocas alcalinas, por ello se diferencian de las rocas del batolito Ambo-Oxapampa. Diagrama R1-R2 El diagrama R1-R2 de De la Roche et al. (1980) propone un esquema de clasificación para rocas plutónicas basado en la proporción de milicationes. Aunque el diagrama R1-R2 es poco popular, se le considera como muy útil y preciso, ya ROCAS ALCALINAS Na SiO O+K O (wt%) 2 2 (wt%) 2 Ultrabásico 45 16 12 8 4 0 30 40 50 60 70 80 52 63 Básico Intermedio Acido ROCAS SUBALCALINAS Sienita nefelínica Sienita Sienita Monzonita Tonalita Granodiorita Gabro Gabro Granito alcalino Granito Gabro Sienodiorita Diorita Ijolita CORDILLERA BLANCA ROCAS ALCALINAS Na SiO O+K O (wt%) 2 2 (wt%) 2 Ultra básico 45 16 12 8 4 0 30 40 50 60 70 80 52 63 Básico Intermedio Acido ROCAS SUBALCALINAS Sienita nefelínica Sienita Sienita Monzonita Tonalita Granodiorita Gabro Gabro Granito alcalino Granito Gabro Sienodiorita Diorita Ijolita AMBO-OXAPAMPA 84 Rev. del Instituto de Investigación (RIIGEO), FIGMMG-UNMSM Variación litogeoquímica de los batolitos de la cordillera

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blanca (áncash) y Ambo-Oxapampa al sur de Huánuco que para introducir los análisis en el diagrama se utilizan ocho variables (elementos mayores) como parámetros. Esto es importante, pues involucra mayor cantidad de elementos a usar en el diagrama, arrojando una clasificación más precisa y robusta. Los parámetros R1 y R2 se obtienen de las siguientes fórmulas: Donde Fe involucra la suma del hierro ferroso y hierro férrico, R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti); R2 = 6Ca + 2Mg + Al

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El batolito Ambo-Oxapampa, de acuerdo al diagrama R1-R2 (Figura Nº 4), caen en los campos del granito alcalino, sienogranito y monzogranito, y mayoritariamente en la granodiorita y en menor proporción en la tonalita y diorita; por lo tanto, todas las rocas de este batolito son de naturaleza félsica. El batolito Cordillera Blanca (Figura Nº 5) cae en los campos del granito alcalino, sienogranito, monzogranito y granodiorita, en mayor proporción y algunas muestras caen en el campo de la tonalita, diorita y gabro en menor proporción. En líneas generales, se puede considerar que las rocas de este batolito son de naturaleza félsica, diferenciándose de las rocas del batolito Ambo-Oxapampa, debido a que muestra una gran variedad petrográfica. 

Batolito de Vilcabamba o Vilcapampa o Batolito de Macchu Picchu

La Ciudad Inca de Machu Picchu se encuentra sobre una formación rocosa de granito, denominada como "El Batolito de Vilcapampa o Vilcabamba", cuyo origen se remonta al paleozoico con 250 millones de antigüedad. El tipo de roca, de esta formación, es el granito blanco, con una dureza de 6 a 7 grados de dureza, en la escala de mohs. También se pueden encontrar rocas como pizarras, cuarcitas y conglomerados metamórficos. Estas rocas de Machu Picchu para los arquitectos e ingenieros incas, era todo un desafío, porque eran muy inestables y requirieron de muchas personas, para moverlas y trabajarlas. Por esta razón, los incas tuvieron técnicas para el transporte de las rocas, utilizando plataformas de troncos y utilizando el plano inclinado, las trasladaban, de un lugar a otro, para adecuarlos a sus diseños. La Ingeniería Inca, consistió en estabilizar, las rocas con la construcción de plataformas, uso de rodillos, sogas y mucha mano de obra, lo que significó, una especial organización de trabajo. Para estabilizar el terreno, construyeron andenes o terrazas con mucha precisión y herramientas adecuadas, como martillos, cinceles, combos, etc. Para luego construir sus viviendas, caminos, puentes, etc. En la zona de canteras en la Ciudad de Machu Picchu, se encuentran rocas talladas, listas para la construcción, previamente fueron trabajadas y en Machu Picchu recibian el acabado final.

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Se distingue claramente la presencia de granito blanco y gris. Diferenciándose cinco tipos de granitos: Granitos masivos, granitos muy fracturados y movidos por la gravedad, bloques de granitos separados, depósitos coluviales, material de relleno. Los granitos masivos afloran notoriamente en los bordes de la Ciudad, especialmente en el la ladera occidental, por donde se encuentran los andenes orientados al río urubamba. Este tipo de afloramiento rocoso se puede ver en el Intihuatana, incluso parte de andenes que rodean el Intihuatana esta construido sobre rocas fijas. Los granitos muy fracturados, el agua que ingresa a las fracturas y la gravedad logran que esta roca se fracture y se separe, pero no completamente. Este tipo de granito se puede observar en el sector del Templo del Cóndor, Morteros, Wacas y los andenes ubicados en la parte superior de la Plaza Mayor. Los bloques de granitos separados, están totalmente separados del afloramiento, estos se pueden apreciar en la zona de la Cantera, en este lugar posiblemente los incas explotaban el granito. El torreón o Templo del Sol esta construida sobre caos granito y es de admirar el trabajo realizado por los incas para lograr la estabilización de los bloques de granito que la conforman. Los depósitos coluviales, está compuesto por la parte superficial de los suelos que varían de espesor desde centímetros hasta metros, compuestos de material arcilloso y bloques producto del desgaste y desprendimiento de las rocas. Este tipo de material se puede observar en el sector de los Andenes. El material de relleno está presente en la zona de las plataformas, sistemas de andenes, que ocupan gran parte de la Ciudad Inca, el material de relleno está compuesto por grava arenosa, trabajada por los incas para rellenar la base de los andenes.

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Batolito de Carabaya

Presente pequeñas ocurrencias de Uranio. Intruyen un basamento meta sedimentario Los afloramientos son flujos de tufos y cenizas

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