El Ciclo Andino

El inicio de la apertura del Océano Atlántico en el Triásico resultó en un nuevo régimen geodinámico caracterizado por una intensa extensión, y aparentemente, la reactivación o el inicio de la subducción a lo largo del margen continental occidental. Es marcado de esta área el inicio de lo que es conocido como el Ciclo Andino (Mégard, 1987), envolviendo procesos que llevan a la formación de la presente Cordillera Andina. Este ciclo es compuesto de dos períodos mayores o fases. La primera, desde el Triásico tardío al Cretáceo tardío, esencialmente el Mesozoico, fue fundamentalmente una fase extensional en la cual la Región Andina fue sometida a la atenuación cortical y albergó a la mayor secuencia marina, incluyendo los productos de un arco de islas volcánico o un rift marginal (Subducción tipo Mariana). El segundo periodo o fase, desde el Cretáceo Tardío al presente, fue marcado por la ausencia de sedimentación marina a lo largo de la cordillera, la recurrencia de episodios compresivos, intensa actividad volcánica continental y plutónica, adelgazamiento cortical, y el levantamiento masivo han caracterizado la subducción del tipo Andino y el desarrollo orogénico..

La fase extensional del Triásico tardío al Senoniano

Durante el Mesozoico, la región tras arco entre el sistema de subducción y la zona cratónica Brasil-Guyana fue dominada por una tectónica extensional que resultó en corredores de subsidencia diferencial ligados a grandes fallas longitudinales corticales, la mayor parte heredada desde el Paleozóico. Uno de estos bloques longtudinales fue el arco de Marañón, un corredor de menor subsidencia o levantamiento, el cual se hizo prominente en el Mesozoico-Cenozoico y finalmente resultó en la formación dela Cordillera Oriental. En general, las secuencias mesozoicas marinas de la cordillera tienen a lo largo de sus márgenes, corredores de facies volcánicas relacionadas a la subducción.

En adición a la prominencia, longitudinal, características Andinas, el más conspicuo que se tiene es la Deflexión de Huancabamba, alineada con la tendencia del Amazonas, la deflexión de Abancay, y más al Sur el Codo Boliviano u oroclino. Estos también incluyen otros a menor escala, estructuras transversales que fueron pervasivas a lo largo de la región y significantes participantes en el desarrollo tectónico y magmático.

La Fase del Triásico Tardío a Jurásico Temprano

Durante el Triásico Tardío a Jurásico Temprano, la región Andina consistía en una serie de unidades geotectónicas, de este a oeste (Fig 2):

1. En el este estuvo el cratón Brasil-Guyana o el área de escudo, que incluye de este a oeste la Amazonía.

2. La cuenca Occidental, que cubre el área ocupada en la actualidad por la faja plegada subandina y las planicies occidentales, fue el lugar donde se desarrollaron las evaporitas epicontinentales y la sedimentación de carbonatos al este del Grupo Pucará.

3. El arco del Marañón o Geoanticlinal, una falla de menor subsidencia correspondiente mas o menos a la Cordillera Oriental, empezó a desarrollarse en el Pérmico como un horst entre el graben del Mitu y provee una base para la plataforma carbonatada somera del Pucará en el Triásico-Jurásico.

4. La plataforma occidental es donde la mayor parte de agua marina somera, sedimentos carbonatados del Grupo Pucará fueron depositados. La transgresión del Pucará inició en el Norte del Perú por el Noriano medio, alcanzando en el Perú central en el Noriano tardío, y al extremo Sur del Perú en el Sinemuriano. Otra indicación de las condiciones extensionales fueron las erupciones locales de las rocas volcánicas entre las placas, particularmente cerca al borde del arco divisor al oeste (Rosas, 1994).

5. El Arco Divisor o horst, que fue una faja de menor subsidencia o emergencia formada a lo largo del margen occidental de la plataforma occidental, se desarrolló desde el Pérmico. Al norte, mientras se acerca a la deflección de Huancabamba, el arco divisor plunges out y los sedientos de la plataforma occidental gradan directamente en un corredor volcánico occidental. Una situación similar ocurre al Sur del Perú.

6. Una faja volcánica fue resultado de la subducción y, basada en datos actuales, empieza a formarse en el Liásico.

Jurásico Temprano a Medio: La Orogenia Vicusiana

En la fase temprana del Jurásico Medio, una orogenia llamada acá la Vicusiana, afectó a ecuador, donde esta orogenia tuvo su mayor intensidad, y Perú. La orogenia Vicusiana, paralela a los andes ecuatorianos, trunca los elementos tectónicos de la tendencia noroeste-sureste del sector peruano a la latitud de la deflexión de Huancabamba. La Orogenia Vicusiana es caracterizada por:

1. Retroceso del mar, interrumpiedo la sedimentación de carbonatos que prevaleció desde el Triásico tardío hasta el Jurásico temprano.

2. Desarrollo del corredor plegado Vicus.3. Emergencia y desarrollo de una disconformidad mayor y ruptura estratigráfica, posterior

sedimentasició andina de depósitos siliciclásticos.4. Cambio en el arco de isla volcánico que caracterizó al Jurásico medio a inferior en el Norte

del Perú y en Ecuador a un arco volcánico continental, desde donde se originaron las rocas volcánicas Mishahualli en Ecuador y es correlativa a las rocas volcánicas en el norte peruano.

5. Intrsisones batolíticas mayores en la parte interna del orógeno, principalmente en territorio ecuatoriano.

El orógeno resultante y el arco tuvieron en este levantamiento del margen oriental u promontorio que se extiende en la región subandina y hacia el sur hasta la deflexión de Abancay. Este canal fue rellenado con capas rojas continentales formando la Formación Sarayaquillo del Jurásico medio y la formación Chapiza en Ecuador. Las dataciones por fission-track en zircones y apatitos de la región Huachón, al este de la Cordillera del Perú central, indican un evento de leve enfriamiento hace 160 Ma. Este evento es interpretado como resultado de la remoción de a lo mucho 3 km de

material desde el techo del arco Marañón, que originó el margen occidental del canal promontorio (¿?)(Laubacher y Naeser, 1994).

Calloviano-Tithoniano

Siguiendo la orogenia Vicusiana y su regresión, se inició un nuevo régimen dinámico extensional en el Calloviano, posiblemente en el Batohinano. Durante el Calloviano-Tithoniano, la cuenca oriental, el arco Marañón y la región de la deflexión de Huancabamba fueron emergentes y la subsidencia estuvo limitada a la cuenca occidental. El arco divisorio no fue activo, sino, se sometió a una inversión y el SHElf occidental fue limitado a lo largo del margen occidental por un corredor de subsidencia intensificada y una cuenca de sedimentación de aguas profundas referida como la apertura occidental. La nueva transgresión empezó en el Calloviano en el Oeste al sur de Perú (turbiditas arenosas de la Formación Puente del Grupo Yura) y se movió de norte al este, alcanzando al norte del Perú sólo en el Tithoniano (Grupo CHicama).

Este periodo es caracterizado por una tectónica extensional y el elstablecimeinrto de una planicie costera siliciclástica, parálica a deltáica a los largo de la plataforma oriental (Grupos Yura y Oyón), pasando hacia el oeste a lo largo de las facies en el corredor de turbiditas en la apertura occidental y una subducción relacionada s socas volcánicas a lo largo de alco volcánico marginal. Intensa atenuación cortical caracterizada por la apertura occidental, particularmente durante el Calloviano (Formación Guaneros) en el sur del Perú y durante el Tithoniano (Grupo CHicama) en el norte del Perú.

Berriasiano: la Disconformidad Pre-Cretacica y el corredor volcánico Puente de Piedra.

En algún momento en el Berriasiano temprano, la secuencia Calloviana-Tithoniana Yura-Oyón-Chicama fue interrumpida por la emergencia de prácticamente todo el terreno peruano y el desarrollo de la gran disconformidad pre cretácica que representa la base de la secuencia Berriasina-Albiana. Sin embargo, a lo largo del margen occidental del continente, que se extendió más allá de la presente línea de costa, hubo un arco volcánico relacionado a la subducción, sucesor del arco Calloviano-Tithoniano. EL arco fue responsable de las rocas volcánicas Puente de piedra del Berriasiano tardío-Valanginiano. Hacia el norte, en los alrededores de la delfexión de Huancabamba, la tendencia de este arco volcánico varió hacia el noreste. Este arco fue es responsable de las rocas volcánicas entre la Formación Tinajones del note del Perú y las intercalaciones volcánicas distales entre el Grupo Chimú del Valanginiano y las formaciones relacionadas a esta. Las rocas volcánicas de la Formación Puente de Piedra consisten en basaltos y andesitas basálticas, con un arco anómalo y de características geoquímicas de intraplaca (Atherton et al., 1985) pero según Soler (1991), representan un arco de magmatismo.

Valanginiano; Una secuencia siliciclástica Principal

Al fin del Berriasiano, o durante el Valanginiano temprano, conforme a un descenso en el nivel del mar y con un inusual aporte de sedimentos cuarzosos, inicia radicalmente un nuevo ciclo sedimentario con la depositación de la mayor secuencia de areniscas cuarzosas con menores intercalaciones con lutitas carbonosas y capas de carbón formando en Grupo Chimú y las unidades relacionadas. La subsidencia inicia en la cuenca occidental a lo largo del margen al oeste del continente, y, antes del fin del Valanginiano, se extende en una cuenca oriental.

En casi todo el Valanginiano, prácticamente toda la cuenca occidental estuvo cubierta por una plataforma de sedimentos siliciclásticos del Grupo Chimú y formaciones relacionadas (como el Grupo Morro Solar en Lima, y la formación Hualhuani a l sur del Perú) que e extendió hacia el oeste, cubriendo el corredor volcánico Puente de Piedra del Tithoniano. Al menos en el norte y centro del Perú, la sección siliciclástica del Valanginiano, fue seguida por una unidad delgada carbonatada, la Formación Santam cuyo tope está marcado por una disconfotmida que refleja un pulso menos compresivo.

Hauteriviano medio-Albiano: Desarrollo de un Rift Volcánico marginal

En el Hauteriviano se tuvo un cambio mayor, cuando las condiciones extensionales se intensificaron y llevaron al fracturameinto de la corteza y la formación de un rift mayor,a través del Margen occidental o a través de Huarmey-Cañete, sobre el substrato ensialico formado por el Grupo Chimú del Valanginiano y formaciones relacionadas. Este espacio se ubica a lo largo del margen occidental de la cuenca tras arco, esencialmente a lo largo de la región costera actual y se extendió al sur de la deflexión de Huancabamba al menos hasta la región Ica. Hacia el norte, se separa desde Lancones por un arco volcánico, que es muy similar al rift pero con una tendecia noreste, por un sistema principal de probablemente fallas transcurrentes relacionadas a la deflexión de Huancabamba y al sistema de fallas Romeral. El canal Huarmey-Cañete fue ligado al margen oriental de la plataforma occiental?. Al norte de la deflexión de HUancabamba, el sector orccidental del canal lancones fue ligado al arco Amotape, de tendencia NE-SO.

A lo largo de las depresiones Huarmey-Cañete y Lancones, la corteza, durante el Valanginiano, de grosor continental promedio, empezó a atenuarse con CONCURRENT MANTLE SURGE, flujo de alta temperatura y desarrollo del arco volcánico. En el área de Huarmey, al norte del Perú, el adelgazamiento cortical envuelve rifting y posiblemente apretamiento en la corteza, además de acumulación de una enorme pila volcánica (>6000 m espesor). Despupes del Albiano Medio, las fracturas de esta depresión rift formaron un lineamiento que canalizó los magmas formando el batolito de la costa del Albiano al Paleoceno (Pitcher, 1978; Cobbing et al., 1981; Bussell and Pitcher, 1985).

Las investigaciones geofísicas indican que al norte de Lima, esta depresión, la cuenca Huarmey-Cañete, no está sobre una corteza continental pero si por una estructura tipo arco de roca en

3g/cm3. Esta estructura es interpretada como representante de la ruptura cortical y la imbricación de la corteza oceánica, o el fracturamiento e intrusión de materiales corticale sinferiores. (Couch et al., 1982; Jones, 1981).

Durante este periodo, la placa continental estuvo bajo una cosiderable extensión. En el extremo norte de la cuenca expuesta, cerca a Trujillo, la extensión medida, por desplazamiento de diques tiene como mucho el 50%. El sur de Lima, sin embargo, por riftting se reduce y, a medida que se acerca a la deflexión de Abancay, el macizo precambriano de Arequipa subyace a la cuenca, a pesar de que algunos se adelgazan o atenúan por el proceso de extensión. Más al Sur, el rift se extiende hasta la región Carumas-Moquegua. Soler (1991) considera que las condiciones extensionales estuvieron relacionadas a un incrementoe en el raiode convergencia en un tiempo en el que la placa subductante se mantenía buzando abruptamente.

Desde el Hauteriviano al Campaniano, sólo con una leve interrupcíon de la orogenia Mochica del Albiano Medio, el contexto tectónico de Margen Perúano consistía en:

1. Los escudos de Brasil y Guyana, separados por la depresión amazónica E-O.2. La cuenca Oriental, con algunos componentes secundarios como los arcos de Iquitos,

Contaya y Fitzcarrald.3. El arco Marañón, Que se extiende en gran parte del territorio peruano y se correlaciona

con su similar, el arco de Olmos, en el norte del Perú, a la latitud de la deflexión de Huancabamba.

4. La plataforma occidental o escudo.5. El canal marginal Huarmey-Cañete a lo largo de casi toda la costa Peruana y el canal

Lancones al Noroeste del Perú.6. El arco ensiálico Paracas, formando el margen occidental del cananl Huarmey-Cañete, y al

norte del Perú, el arco Amotape, separado por la deflexión de Huancabamba.7. El dominio Pacífico, donde fue lozalizada la zanja asistente a la subducción.

A lo largo del canal marginal Huarmey-Cañete, los sedimentos deltáicos y marinos del Grupo Chimú del Valanginiano fueron seguidos por secuencias peíticas, turbidíticas y volcanoclásticas formando las formaciones Carhuaz, Huayllapampa y Pamplona. Estos, en seguida, fueron cubiertos por aguas someras, volcánicos marinos y rocas volcanoclásticas del Albiano temprano a medio-Grupo Casma Inferior. Así como la propagación-división del rift evolucionó, es así que algunas de las nuevas rocas volcánicas formadas vinieron a yacer sobre materiales de la corteza inferior o hasta en el manto. (Atherton et al., 1983; Atherton y Webb, 1989). A ambos lados del canal cortical, sin embargo, se desarrollaron unidades altamente variables, incluyendo aguas someras y facies de arrecife como a Formación Atocongo. En el área Amotape-Lancones, el intervalo Aptiano-Albiano es representado por aguas someras, proximales a la costa como las formacioenes Gigantal y Pananga con gradación a facies anóxidas de la Foración Muerto del Albiano medio.

Al este del canal marginal, la cuña sedimentaria del Hauteriviano medio-Albiano tiene una unidad cuarzosa basal conspicua que es conocida como la formación Goyllarisquizga del Aptiano inferior-

Albiano al oeste del escudo y la formación Cushabatay en la cuenca este. En el norte y en el Perú central, entre la deflexión de Huancabamba al norte y la deflexión de Abancay al sur, la Formación siliciclástica Goyllarisquisga fue sucedida trasgresivamente por una secuencia de carbonatos y margas. Esta secuencia empezó con unidades de baja energía, proximales a la costa y aguas someras, Las formaciones de Albiano inferior al inferior.medio Inca, Pariahuanca y Chúlec, y su culminación en decuencias de aguas profundas, unidades anóxidas del Albiano medio como la Formación Pariatambo. A lo largo del arco del Marañón, esste intervalo del Albiano inferior a medio es representado por la formación margosa Crisnejas y más a este, en la cuencia Este, por la formación lutácea Esperanza.

A lo largo de la parte axial de canal Huarmey, al norte de Lima, la secuencia volcánica del Aptiano medio, representada por el Grupo Casma inferior compuesto predominantemente por basaltos toleíticos y basaltos andesíticos que varían desde bajo K a composiciones toleíticas a calcoalcalinas (Atherton y Webb, 1989). Las rocas volcánicas equivalentes a l Grupo Casma inferior continúan hacia el Sur ahacia la región Ica, y consisten en andesitas basálticas calcoalcainas de alto K, la afinidad calcoalcalina en el área es conocida como la cuenca Cañete. Esto porque las diferencias geouímicas que la secuencia en la cuenca cañete se conoce con un nombre diferente, el Grupo Quilmaná.

Atterton y Webb (1989) concluyeron que, en la cuenca HUarmey, las rocas del Grupo Casma Inferior varían desde el arco tipo calcoalcalino en la parte inferior a basaltos MORB subtoleíticos en la parte superior. Esto sugiere una fuente calcoalcalina alejándose, en continua difusión/división con los magmas de mayor composición MORB con una componente variable continental. De acuerdo a estos autores, la formación de la cuenca se relaciona a la división de la corteza por un sistema de dispersión similar al postulado para el Golfo de California, y sin subducción contemporánea. Sin embargo, Soler (1991) calificó a las rocas DEL Casma como representantes del arco magmático dentro de una cuenca relacionada a la subducción activa, con un buzamiento gradacional de la zona de Benioff-Wadati.

La erupción de los magmas máficos primitivos del Grupo Casma inferior fue observada por Bussel y Pitcher (1985) como la fase temprana del magmatismo relacionado al batolito de la costa. Estas lavas formaron la nueva corteza, en la cual el batolito fue emplazado posteriormente, y las fisuras axiales del rifting anticiparon al lineamiento profundo que guió el emlpazamiento del batolito. El inicio de esta fase volcánica está relacionada a un fuerte incremento en el ratio de convergencia al inicio de la Zona de Pasividad Magnética del Cretácico (Soler, 1991).

La extensión que caracterizó al período Hauteriviano-Albiano medio no sólo fue responsable del canal margino, sino también de la plataforma occidental causando fallamiento profundo y el desarrollo local de las rocas volcánicas Hualgayoc (rocas volcánicas Chayllatacana) que fueron emplazadas en las formaciones Goyllarisquizga, CHúlec y Pariatambo (Yates et al., 1951; Paredes, 1980). Soler (1989,1991) consideró que estas rocas volcánicas no tienen características geoquímicas de un proceso de subducción y que la zona de Benioff-Wadati estana buzando gradacionalmente en el tiempo. En cualquier caso, aparenta que durante este tiempo, la zona de

subducción fue desplazada hacia el oeste, como se conoce en la sección progradante de la plataforma siliciclástica de la Plataforma del Cretácico inferior incluso más allá de la costa actual, y que un arco volcánico (rocas volcánicas Puente de Piedra) yacen más hacia el oeste.

La Orogenia Mochica (100-95 Ma): Albiano medio a tardío.

En el albiano medio a tardío, un evento compresivo, La orogenia Mochica (Myers, 1974; Cobbing et al., 1981; Mégard, 1984), afectó en particular al canal Huarmey-Cañete en el centro y norte del Perú, deformando y hasta metamorfizando la secuencia. Esto también trajo un evento anóxido en las formaciones Pariatambo-Muerto del Albiano medio, y causoó una emergencia regional y desarrollo de una discontinuidad significante. Los pliegues resultantes del Mochica de tendencia en dos direcciones: La dirección principal es ligeramaente oblicua a la tendecia general de los Andes, y la secundaria, algo más joven, es de dirección normal a la tendencia de los Andes (Myers, 1974; 1980). La deformació Mochica también produjo un sistema de fallamiento conjugado en el cual las estructura en echelón y las fallas de rumbo Dextral-lateral son conspicuas porque asemejan estar localizadas en el complejo de anillos de intrusivos del Batolito de la Costa (CObbing el al., 1981; Bussell y Pitcher, 1985). Es altamente probable que los altos ratios de deslizamiento que son asumidos para ubicarlo entre 105 y 90 Ma, en fallas dentro del Complejo Huaura del Batolito de la Costa (Bussell, 1983), corresponde al evento compresivo Mochica. EL plegamiento en el Grupo Casma Inferior como resultado de esta orogenia fue acompañado por un metamorfismo de soterramiento extenso sin deformación que implica que flujos de alta temperatura fueron establecidos muy temprano a lo largo del lineamiento volcánico-plutónico (Pitcher et al., 1985). Las rocas expuestas en algunos sinclinales, como el eje de Tapacocha o el sinclinal Canoas, tienen clivaje pizarroso subparalelo a los planos axiales de los pliegues y facies de ensambles de minerales de esquistos verdes. Esto sugiere que los sinclinales deben ser expresiones superiores de zonas de cizalla mayores, así como desprendimientos de la corteza superior. Los dos episodios compresivos, Mochica O (ca. 100 Ma) y Mochica I (ca. 97 Ma), fueron acompañados o seguidos de cerca por el emplazamiento de gabro toleíticos y dikes sinplutónicos-los gabros tempranos o la superunidad Patap. Estos intrusivos máficos fueron considerados por Regan (1985) como signatura única, evento termal del Cretácico medio y fueron calificados por Pitcher et al. (1985) como derivados de la fusión parcial de la cuña mantélica como resultado posible del inicio de calos y volátiles sobre la zona de subducción del cretácico.

La superficie de erosión de Mochica O es representada sobre la plataforma occidental por la disconformidad formada en el borde superior de la Formación Pariatambo y equivalentes. En la cuenca oriental es marcada por bordes superiores regresivos de la formación lutácea Esperanza, sucedidas por la sección cuarzosa de la Formación Agua Caliente. Los efectos de la orogenia Mochica, sin embargo, no se extendieron al sur de la deflexión de Abancay. En esta área, la sedimentación de carbonatos que formó la plataforma de carbonato marinos someros representada por la Formación Acurquina, empezando con la transgresión del Aptiano tardío, continuado ininterrumpidamente hasta el Santoniano.

La orogenia Mochica es una fase tectónica compresional aparentemente relacionada al período entre 108 y 80 Ma, caracterizado por un realineamiento de la placa principal y la ráoida propagación de fondo marino, con ratios de subducción de 15 a 18 cm/año (Regan, 1976; Mullan y Bussell, 1977; Moore y Agar, 1985).

El Albiano tardío-Campaniano: Un período Extensional.

Después de la emersión y erosión producida por la orogenia Mochica en el albiano medio a tardío, un nuevo ciclo sedmientario empezó, siguiedo la el mismo patrón tectónico de extensión y subsidencia del ciclo precedente. Ahí se dio, sin embargo, menos subsidencia a los largo del canal Huarmey-Cañete, presumiblemente en respuesta al emplazamiento del batolito de la costa.

A los larfo del Canal Huarmey-Cañete, rocas volcánicas marinas someras y subaereas y depositación volcanoclástica formó el Grupo Casma Superior, en su mayoría erosionada durante la emergencia resultante del emplazamiento del batolito de la costa y de la Orogenia Peruana Campaniana. Hacia el Este, a lo largo de la plataforma occidental, el banco de carbonatos del Acurquina del sur del Perú progradí al norte, estableciendo en el Pe´ru central, desde el Albiano tardío hasta el Turoniano, el banco de carbonatos del Jumasha, de unos 1500 m de espesor. En el Norte dell Perú, los carbonatos de aguas someras de lA Formación Jumasha pasan hacia el norte a una secuenca carboatada y margosa correspondiente a las formaciones Pulluicana, Quilquiñán y Cajamarca, la segunda unidad nerítica profunda en ser transgresiva. El marge occidental del banco de carbonatos del Jumasha, mas o menos a lo largo de la división continental presente, fue una notable característica paleogeográfica a los largo de las condiciones de arrecife que estuveron presentes localmente. Hacia el oeste yace sobre el canal volcánico y volcanoclástico Huarmey-Cañete.

En el Sur del Perú, a Oeste del banco de carbonatos de Acurquina del Aptiano-Santoniano, el corredor volcánico Matalaque fue formado, la geoquímica de elemento traza indica un arco relacionado a la subducción (Carlier y Oler, en Jaillard, 1994). Al este, en la regiónndel lago Titicada y áreas adjuntas hacia el este, la secuencia de carnonatos de la Formación Acurquina es limitada por el sistema de fallas mayores, como la falla Laraqueri. Sobre estas fallas, la plataforma carbonatada cambia rápidamente a facies dominantes de capas rojas, el Grupo Moho, que es indicativo de la depositación continental y el acercamiento a tierras emergentes. Aún más al este o noreste, la larga secuencia de capas rocas de las formaciones Cotacucho-Vilquechico-Muñano fueron depositadas en el graben estrecho Putina. Fue sólo breve en el Cenomaniano, tal vez empezando en el Albiano tardío, que los carbonatos de aguas someras de la plataforma Acurquina progradó hacia el este, depositando las calizas Ayavaca (y Yuncaypata) en la región del Altiplano y las dolomitas Huatasane en el graben Putina.

Al noroeste peruano, durante el final del Albiano medio a el senomaniano temprano, la extensión y difusión trajo una traslación del arco Amotape al noroeste, abriendo un cabal turbidítico profundo, donde fue depositado el Grupo Copa Sombrero del Albiano medio a superior a

Coniacioano. Al sureste del canal turbidítico existe un arco volcánico, donde se formó el complejo volcánico Lancones. EL canal Lancones y el macizo de Amotape fueron caracterizados por una fuerte, positiva e isostática gravedad en el basamento, como resultado del levantamiento del manto, que también fue responsable de la intensa actividad volcánica. El complejo volcánico Lancones se extiende al norte del borde con el Ecuador, donde se conoce como las rocas de la Formcción Celica que son consideradas como representantes calcoalcalimos del arco volcánico y son relacionadas a una zona de subducción con vergencia al este (Lebrat, 1985, Lebras et al., 1986).

En el Coniacioano, una transgresión corta (Formación Celendín) cubrió el banco de carbonatos Cajamarca-Jumasha-Acurquina. E seguida, en el Campaniano, la orgenia peruana tomó lugar, elevádose una faja costera, precursora de la presente Cordillera, y cerrando las vías marinas internas.

En la cuenca oriental, después de la progradación de las areniscas Agua Caliente del Albiano superior a Cenomaniano, la via marina epicontinental del este fue caracterizada por un vasto sistema deltáico, como el río protoAmazonas fluyó de este al oeste llevando clastos finos desde el este de las regiones cratónicas. Desde el Cenomaniano final al Santoniano, se formó, la Formación Chonta, unidad transgresiva de lutitas con máximo flujo durante el Coniaciano. Fue seguida por dos unidades cuarzosas delgadas, La formación Vivian del Santoniano superior-Campaniano inferior, y la Formación Casa Blanca del Campaniano superior-Mestrichtiano inferior, separados por una delgada capa pelítica que incluye a las Formaciones Cachiyacu y Huchpayacu del Campaniano medio.

En el este de la cuenca, entre el campaniano y el Maestrichtiano temprano, y en respuesta a la orogenia peruanoa, hnoo una transisicón significativadonde sedimentos marinos derivados del este fueron reemplazados por molasas capas rojas que derivaron de los Andes ascendentes.