Stratigraphy and evolution of the Cretaceous forearc Celica-Lancones basin of southwestern Ecuador

Estratigrafa y Evolucin de la Cuenca Cretcica Ante-Arco Celica-Lancones en el Suroeste del Ecuador.

Etienne Jaillard, Grard Laubacher, Peter Bengtson, Anie V. Dhondt, Luc G. Bulot.1999.

Abstracto

La Cuenca de Ante-Arco Celica-Lancones del Suroeste de Ecuador y Noroeste del Per est ubicada entre el Macizo Paleozoico Amotape-Tahun al Oeste y el Arco Volcnico Continental al Este y SE. El estudio de una decena de secciones de campo y el muestreo de estos depsitos cretcicos mayormente clsticos y poco fosilferos permite definir cinco series distintas, que evidencian dos periodos de deposicin. El Primer Periodo corresponde al Desarrollo de una Plataforma Carbonatada de edad Albiana Inferior (?) a Media, interrumpida en el Albiano Superior por la Creacin de una Cuenca Turbidtica Tectnicamente Activa. El Mapeo Geolgico demuestra que la ``Cuenca Celica-Lancones s.s.'' incluye Unidades Tectnicas distintas con diferentes Series Estratigrficas de edad Cretcica Superior Temprano, separadas por Fallas Mayores. Las unidades pueden ser agrupadas en provincias paleogeogrficas: La Provincia Suroriental caracterizada por Depsitos mayormente Volcanoclsticos, Un dominio Noroccidental marcado por Depsitos Clsticos Ricos en Cuarzo Detrtico. Entre el Coniaciano Inferior y el Campaniano Medio, la Cuenca de Celica-Lancones s.s. fue deformada y erosionado (Fase Peruana' del Cretcico Superior). El Segundo Periodo corresponde al Cretcico Terminal, durante el cual se form una Nueva Cuenca de Ante-Arco (Cuenca Paita-Yunguilla) caracterizada por una serie Campano-Maastrichtiana homognea en toda el rea, que sella la Yuxtaposicin Tectnica de las Unidades Pre-Santonianas. Tenemos despues la ocurrencia de potentes Conglomerados y Brechas de Grano Grueso en el Maastrichtiano (?) Temprano expresa un nuevo Evento Tectnico importante.

Resumen y Conclusiones:

La Cuenca Ante-Arco Celica-Lancones Del Albiano-Coniaciano est compuesta de varias unidades paleogeogrficas, actualmente separadas entre s por contactos tectnicos. De acuerdo a su contenido sedimentario, las unidades pueden ser divididas en un dominio noroccidental rico en cuarzo y un dominio suroriental volcanoclstico. La plataforma de depositacion durante el Albiano Temprano a Medio fue interrumpida en el Albiano Tardo por la creacin de un canal alargado (Fase Mochica). El relleno sedimentario de este ltimo fue dominado por depsitos turbidticos en un inestable contexto tectnico, interpretado como importantes movimientos dextrales sinsedimentarios. La yuxtaposicin tectnica, deformacin y erosin de las unidades paleogeogrficas ocurren durante el intervalo Coniaciense tardo a Campaniano temprano (Fase Peruana). Este evento es pos-datado por la creacin de la Cuenca Ante-Arco Paita-Yunguilla, la cual tiene una tendencia oblicua con respecto a la primera, y se extiende hacia el centro del Ecuador. Los depsitos relacionados estn actualmente dbilmente deformados y se exhiben sucesiones homogneas en toda la zona de estudio. Estos comprenden, Calizas transgresoras del Santoniano tardo (?) al Campanio Medio, Lutitas negras y Turbidtas del Campaniano medio a tardo y Conglomerados de Grano Grueso del Maastrichtiano.Estos ltimos expresan un Evento Tectnico de Edad Maastrichtiano Tardo (?).

Este estudio sugiere que la Deformacin y el Desplazamiento en las Zonas Ante-Arco durante el Cretcico ha sido subestimado en estudios previos.

Discusin e Interpretacin

Paleogeografa y Evolucin Tectnica de la Cuenca Celica Lancones.

Figura 11: Paleo Corrientes en la Cuenca Celica-Lancones y en la Cuenca Paita-Yunguilla. El rea sombreada: Dominio Volcanoclsticas. rea blanca: Dominio Rico en Cuarzo. Paleo Corrientes en Per son de Morris y Alemn (1975).

Este estudio indica una tendencia transversal (NW-SE) de rpidos cambios Petrogrficos y Litolgicos que se producen en los depsitos del Cretcico Tardo al Albiano temprano de la Cuenca Celica-Lancones, estos reflejan las diferencias en la naturaleza y la proximidad de las reas fuentes, es decir, el Macizo Metamrfico Amotape-Tahun al NO y el Arco Volcnico Calco Alcalino Celica hacia el SE (Fig. 4 y 5).A pesar de la compleja estructura, las Secuencias Pre-Campaniano descritas se pueden Dividir, en una provincia noroccidental rica en cuarzo y un dominio volcaniclstica al sureste, lo que refleja la asimetra Paleogeogrfica de la Cuenca Celica.

Provincia Noroccidental Rica en Cuarzo: incluye las Series Puyango-Cazaderos y Cochurco, que se supone que representan la cubierta sedimentaria Autctona y Para-Autctona del Macizo Amotape, respectivamente (Figura 5). La Sucesin Puyango-Cazaderos cubre discordantemente el Macizo Metamrfico Amotape-Tahun a travs de las Areniscas Basales. Una parte importante del material detrtico de la serie Puyango-Cazaderos resulta de la erosin del macizo de Amotape-Tahun. Paleocorrientes hacia el Sur, SE o Este, apoyan esta hiptesis. Sin embargo, la abundancia de Clastos Volcnicos y las paleocorrientes dirigidas al NE en la Formacin de Copa Sombrero sugieren que esta ltima unidad se deposit en el eje de la caada (Fig. 11). Poco se sabe acerca de la evolucin a principios del Cretcico Tardo de la Cuenca Celica-Lancones. Las capas de Conglomerados Cuarzosos occidentales, de la Formacin Copa Sombrero, pueden sugerir en demasa que el Macizo Amotape-Tahun pudo haber sido afectada por un evento tectnico. La Sucesin Cochurco se interpreta como depsitos superficiales marinas desarrolladas a lo largo del margen de la cuenca. La alta proporcin de clastos volcnicos en los sedimentos de la Serie Cochurco implica ya sea la existencia de una fuente Volcnica en el Macizo Amotape-Tahun, posiblemente, las areniscas basales, o la proximidad del Arco Volcnico Celica.

Cabe sealar, sin embargo, que las Series Cochurco y Puyango-Cazaderos actualmente estn separados por un contacto tectnico (Fig. 5) y ni facies Intermedias ni de facies laterales se han observado cambios en el campo entre ambas series.

Dominio Volcanoclstico del Suroriente incluye la Sucesin Chaguarpamba-Sabanilla (Fm. Quillosara y Carmelo, Probablemente Fm. Zambi) y la Sucesin Rio Playas (Fms: Celica, Alamor, Naranjo y Casanga; Figuras 4 5 en Jaillard et al., 1996). Las Grawacas masivas de la Formacin Quillosara son petrogrficamente muy similares a los de la Formacin Alamor, los cuales claramente se derivan de la actividad y erosin del Arco Volcnico Celica (Jaillard et al., 1996). Desde la Formacin Quillosara son ms fino granulares que en la Formacin Alamor y presenta evidencia de transporte de norte a NW, esta probablemente represente una equivalencia lateral de esta ltima. La fino granular Formacin Carmelo (Turoniano p.p.) son depsitos de cuenca, los cuales pueden representar una parte distal de la Cuenca Ante-Arco Celica-Lancones y/o un periodo de quietud tectnica.

La Oriental Serie Rio Playas comprende la cubierta sedimentaria autctona del Arco Volcnico Celica, que se cree que descansa en el basamento metamrfico del margen andino. Un Ambiente comparable se asume para la serie Chaguarpamba-Sabanilla. Sin embargo, no se han observado facies intermedias, y las dos series estn separadas por la principal Falla rio Playas de tendencia NE (Fig. 5), que es bien marcada en la topografa actual. Se trata de slice (rebanadas) metamrficos Paleozoicos de esquistos de mica (cerca de Yamana), y pertenece a las fallas de tendencia NE bien desarrolladas del sur de Ecuador, que controlaban la sedimentacin en el Eoceno (Hungerbu hler, 1997) y Mioceno (Baudino, 1995) y la deformacin en el Mioceno Tardo (Leones, 1995).

Debido a su contraste litolgico y petrogrfico, se sospecha que un importante contacto tectnico separa la provincia noroccidental del dominio del sudoriental. En Per, cerca de Jahuay Negro, el contacto entre el Grupo de Sombrero Copa, y los "Volcnicos Lancones '' (Reyes y Caldas, 1987), equivale a la Formacin Quillosara, la cual esta deformada en una zona de falla de tendencias NE-SW. Ms al noreste, este contacto se infiere, al noroeste de Alamor (Fig. 5), donde graywacas de grano fino y cherts (Fm. Carmelo?) estn fuertemente plegadas. Al este de Losumb, una gran zona de falla marcada por la aparicin de sedimentos y milonitas fuertemente deformados separa las Serie Sabanilla-Chaguarpamba de la Serie Cochurco y Puyango. Ahora bien a pesar de las cuidadosas investigaciones de campo, ni estructura de sutura, ni una intensa zona de falla, que separe ambos dominios se pudo detectar por los caminos Puyango-Alamor y Alamor-Cazaderos.

En efecto, las sucesiones de la "Cuenca" Celica-Lancones parecen pertenecer a unidades tectnicas independientes separadas entre s por importantes contactos tectnicos. Desde los discordantes depsitos del Cretcico tardo exhiben secuencias ms o menos comparables tanto en el rea este y oeste, la yuxtaposicin tectnica independiente al noroeste y unidades del suroriente se haba logrado probablemente antes del Campaniano tardo (Figs. 5 y 10). Sin embargo, los movimientos posteriores deforman las fallas del Cretcico Tardo.

Evolucin Sedimentaria y Evolucin Tectnica de la Zona Ante Arco del Norte de Per y sur de Ecuador durante el Cretcico.

La serie estratigrfica, descrita anteriormente, exhibe una historia deposicional de dos ciclos (Fig. 10). Las Series Puyango-Sabanilla, Rio Cuchurco, y Chaguarpamba-Sabanilla, representan un primer ciclo de deposicin del Aptiano Tardio al Conaciano (o Santoniano), los cuales se consideran la representacin del relleno de la Cuenca Ante Arco Celica-Lancones (Figura 12-Figura 13). Las graywacas basales de losumb de este ciclo podran ser parte de un ms antiguo ciclo.

Los depsitos en discordancia superpuestos del Campaniano Medio al Maastichiano Medio, exiben mas facies homogneas deposicionales, los cuales se consideran haber constituido el relleno de una nueva Cuenca Ante Arco, referida aqu como la Cuenca Paita-Yunguilla (Figuras 12 13). Ambos Ciclos Deposicionales estan separados por una principal inconformidad, la cual se pos fecha (atribuye) a la deformacin y erosin de la Cuenca Celica-Lancones, durante el intervalo Coniaciano Tardo Campaniano Temprano.

Fig. 12. Extensin geogrfica de las Cuencas Celica-Lancones (Albiano Coniaciano) y Cuenca Paita-Yunguilla (Campaniano-Maastrichtiano Medio). La extensin probable de este ltimo a la Zona de Bagua se indica. Lo mismo epgrafe Fig. 1.

Figura 13: Evolucin Tectnica de la Cuenca Celica - Lancones durante el Cretcico.

Cuenca Celica-Lancones (Aptiano Tardo Coniaciano (?))

Durante el periodo del Aptiano Tardo al Albiano Medio, el Masivo AmotapeTahun fue relativamente estable y moderadamente presento subsidencia en la zona Ante Arco Andina, lo cual resulto en la deposicin cerca de la costa de las areniscas (Fm. Bosque de Piedra) y carbonatos de plataforma (Fm. Puyango).

La creacin del Canal Turbidtico Celica-Lancones ocurri durante el periodo fin del Albiano medio al comienzo de Albiano tardo (base de la Formacin Copa Sombrero, Figura 13), Este fuerte aumento de la subsidencia se asoci con una fuerte inestabilidad tectnica sinsedimentarias expresada por depresiones, Olistolitos, diques clsticos y flujos turbidticos, como ya se seal en el noroeste de Per (Morris y Alemn, 1975; Reyes y Caldas, 1987; Chvez y Nez del Prado, 1.991). Este evento se puede correlacionar con la Fase Tectnica Mochica del Per (Megard, 1984), marcado por la alternancia de deformaciones contraccionales y extensionales, probablemente debido a un rgimen de cizalla dextral (Cobbing et al, 1981;.Bussel, 1983; Soler, 1991; Jaillard, 1994).

Inestabilidad tectnica continu durante el Cenomaniano y el Turoniano, como lo demuestran las grandes acumulaciones de depsitos turbidticos, y la abundancia de las depresiones y Olistolitos (Morris y Aleman, 1975; Reyes y Caldas, 1987; Chvez y Nez del Prado, 1991).

Hacia el oeste, la aparicin de conglomerados ricos en cuarzo en la parte superior de la sucesin sugiere que el macizo Amotape-Tahun estaba sujeto a la erosin activa durante el Senoniense Temprano.

Evento tectnico del Cretcico Tardo (Coniaciano Tardo Campaniano Temprano).

A continuacin de la deposicin de la Formacin Copa Sombrero, la Cuenca Celica-Lancones sufri fuerte tectonismo compresivo y erosin (Fig. 10 y 13). Los datos estratigrficos disponibles indican que estos hechos ocurrieron entre el Coniaciano Temprano y el Campaniano Medio. Son coetneos con fases de deformacin contraccionales datadas en otros lugares como Coniaciano temprano al Campaniano (fase peruana, Steinmann, 1924; Jaillard, 1994). En Ecuador, este importante Evento Tectnico se expresa por un "Salto de Arco '' en los terrenos costeros ocenicos (Jaillard et al., 1995), por la discordancia pre-Maastrichtiano de la Formacin Yunguilla rica en cuarzo a principios Cretcico Tardo (Coniaciano en parte) sedimentos ocenicos en la Cordillera Occidental (Faucher y Savoyat, 1973; Kehrer y Van der Kaaden, 1979; Eguez, 1986; Cosma et al, 1998), por un evento trmico significativo en la Cordillera Oriental (85-80 Ma.; Aspden et al., 1992; Litherland et al, 1994), y por hiatos sedimentarios regionales del Santoniano tardo al Campaniano tardo en la Cuenca Oriente (Rivadeneira, 1996;.. Jaillard et al, 1997).

Varias lneas de evidencia incluyendo desplazamientos observados en el campo (Bussel, 1983), la creacin del subsidencia en Cuencas Pull-Apart (Soler, 1991), el anlisis Paleostress (Jaillard, 1994) y la Rotacin Horaria (Mourier et al., 1988; Roperch, sin publicar. de datos) de las Zonas de Arco y Ante Arco del norte de Per indican que se vieron afectados por importantes movimientos de desgarre dextral en el Cretcico y Paleoceno Tardo. La evidencia del Pre-Campaniano tardo, probablemente fallamiento dextral sinsedimentario fue notado en las Series Cochurco. Por lo tanto, sospechamos, que la yuxtaposicin de las unidades en la Cuenca Celica-Lancones (Figura 5) se debe a la interaccin de un importante conjunto de fallas dextrales coetneas, con la sedimentacin Albiano tarda a Coniaciano, y el evento tectnico complexional del Coniaciano Tardo al Campaniano Temprano. Estas grandes fallas fueron reactivadas posteriormente durante la deformacin contraccional terciaria, por lo que oculta el reconocimiento de la '' zona sutura ''.

La compleja estructura de la Cuenca Celica-Lancones" sugiere que la intensidad de la deformacin y la importancia del desplazamiento dextral en las zonas Ante Arco del Margen Andino durante el Cretcico Superior se han subestimado probablemente an.

La Cuenca Paita Yunguilla (Campaniano Medio (?) Maastrichtiano Medio (?))

La deformacin y erosin de la Cuenca Celica Lancones es posdatada por una inconformidad entre calizas y Lutitas probable Campaniano (Mb. Tablones de la Fm. Cazaderos, Figura 10 y 13). Este ltimo correlaciona con los transgresivos depsitos del Campaniano Medio a Tardo, reconocidos en la Cordillera Occidental del Ecuador (Calizas San Juan), en el Noroeste de Per (Fms. Redondo y La Mesa), en la Parte Oriental de la cuenca Celica del Ecuador (base de la Fm. El Naranjo) donde esta podra ser ms antigua (Santoniano Tardo Campaniano Temprano), y tal vez en el sinclinal de Bagua del norte de Per (parte superior de la Fm. Celendn, Mourier et al., 1988;. Naeser et al, 1991) (figura 12).

Esta transgresin regional registra el desarrollo de una amplia Cuenca de Ante Arco en el periodo del Campaniano Medio (?) al Maastrichtiano (?), la que se extendi al menos desde la zona de Paita (5 20 'S) al norte de Quito (0 30' N). En el Centro y Norte de Ecuador, sedimentos de esta cuenca actualmente afloran a lo largo de la sutura entre unidades ocenicas alloctonas y el margen continental (Fig. 12). La tendencia NNE Cuenca Paita-Yunguilla cubre un rea mucho ms amplia que la Cuenca Celica-Lancones, y es fuertemente oblicua con respecto a la anterior, el eje de la cual esta deformado (Figura 12). Lo que indica que la fase tectnica Peruana en el Coniaciano-Campaniano resulto en una fuerte deformacin y en una completa reorganizacin de los depocentros y tendencias estructurales en estas Zonas Ante Arco.

En contraste con la Temprana Sucesin Cretcico Tardo, la ltima Sucesin Cretcica es dbilmente deformada, y es litolgicamente bastante homognea en toda la cuenca (Fig. 10). Esta comprende lutitas negras del Campaniano Medio al Maastrichtiano Temprano (Fm, Pazul parte superior de la Fm. El Naranjo) localmente intercalado con turbiditas de origen mixto Cristalina-Volcanico (Fms. Cazaderos Yunguilla y tambin Fm. Zambi), y las espesas secuencias de brechas de grano grueso o conglomerados del Maastrichtiano Medio (?) (Fms. La Tortuga, Monte Grande, Casanga y el Mb. Rumi). La presencia de depsitos Paleocnicos an no ha sido probada.

La ocurrencia de Gruesos Conglomerados del Maastrichtiano Temprano (?), de granularidad gruesa sugiere que un evento tectnico importante se produjo en ese momento, y probablemente fue seguido por la aparicin de la cuenca (Fig. 10 y 13). Este evento podra estar relacionado con el restablecimiento de edades en ~170 Ma K / Ar evidenciados en las Metamrficas Cordilleras de Ecuador y Colombia (McCourt et al., 1984; Toussaint y Restrepo, 1994) (Aspden et al., 1992), a la alta tasas de desgarre dextral medidos en la zona Ante Arco del norte del Per (70-60 Ma; Bussel, 1983), y al evento deformacional en 65 3 Ma recientemente datado en la Cordillera Oriental de Colombia (Cheilletz et al., 1997).

Introduccin: Ambiente Geolgico:

En el Cretcico Tardo: el Margen Andino Septentrional estuvo marcado por el comienzo de la deformacin complexional en Per y Bolivia (Fase Peruana). Debido: 1) a la Acrecin de Terrenos Ocenicos en Ecuador y Colombia, 2) por el surgimiento progresivo de la Cuenca Andina de Bolivia, Per y Ecuador. 3) Y por eventos trmicos en la Cordillera Ecuatoriana. Estos eventos son considerados como el inicio del Orgeno Andino.

Figura 1: Mapa Ubicacin de la "Cuenca Celica-Lancones".

Debido a la posterior, la erosin tectnica, la deformacin y / o el desplazamiento, y porque a menudo estn cubiertos por gruesos sedimentos del Terciario, o depsitos volcnicos, Sedimentos Mesozoico de zonas de Arco y Ante Arco del Margen Andino son pobremente preservados, y la evolucin geolgica, de estas reas durante el periodo Cretcico es pobremente entendida. Ya que estaban muy cerca de la zona de subduccin, las Zonas Ante Arco contienen la evidencia ms convincente para limitar la edad, la naturaleza y la intensidad de estos eventos tectnicos, as como su relacin con los procesos de subduccin.

La "Cuenca Ante Arco Celica" del Suroeste de Ecuador representa uno de los pocos ejemplos de Series Turbiditicas Cretcicas, y una de las pocas Cuencas Ante Arco Cretcicas conocidos en el Margen Continental Andino. Se desarroll en la Corteza Continental durante principios del Cretcico Tardo y se extiende al Noroeste de Per, donde es nombrada Cuenca Lancones. Tenemos Sedimentos en el resto de la Cuenca en el Basamento Paleozoico del Macizo Amotape-Tahun al Oeste, y los del al Arco Continental Cretcico al Este (Figura 1). Por lo tanto, los sedimentos son principalmente siliciclsticos hacia el oeste y volcanoclsticos hacia el este.

Pobremente datado el Arco Volcnico Celica es considerado haberse desarrollado en la Corteza Continental (Lebrat et al., 1987; Reynaud et al., 1996). Probablemente constituye la extensin norte del Arco Volcnico de Per de tendencia NNW desarrollado sobre Corteza Continental, el cual fue principalmente activo durante el Albiano (Fm. Casma; Cobbing et al, 1981; Soler, 1991).

El Macizo Amotape-Tahun est constituido principalmente de Rocas Metamrficas y Sedimentarias del Paleozoico (Aspden et al., 1995). Probablemente est compuesto y ha sido considerado como un Terreno desplazado acrecionado al Margen Andino durante Jursico Tardo a Cretcico Temprano (Mourier et al., 1988).

La Cuenca Celica-Lancones es usualmente interpretada como una Cuenca Extensional abierta entre el Arco Volcanico y el Macizo Amotape-Tahun (Kennerley, 1973; Reyes y Caldas, 1987; Mourier, 1988). Datos Paleomagneticos de Zonas de Arco y AnteArco del Norte de Peru y sur de Ecuador indican que una rotacin significante ocurrio durante el Paleoceno Cretacico (~45 a 70) y post Paleoceno (~25) (Mourier et al., 1988; Mitouard et al., 1990; Roperch et al., datos no Publicados), Aunque movimientos latitudinales a gran escala no han sido reconocidos (Kissel et al., 1992). Junto con otras observaciones geolgicas, esto sugiere que los importantes movimientos dextrales ocurrieron en el Cretcico y Palegeno (Bussel, 1983; Soler, 1991; Jaillard, 1994). En este trabajo, paleocorrientes y tendencias paleogeogrficas se indican de acuerdo a su strike actual.

El rea de estudio es un amplio rectngulo de 50 a 150 kilmetros, con una tendencia regular NE-SW, la altitud media de disminuye hacia el sudoeste. El clima controlado principalmente por las precipitaciones y la vegetacin, las condiciones de afloramiento son muy pobres en la parte noreste (parte ms alto de la zona) y llegan a ser mucho mejores en el Sudoeste, y en general son muy buenos en la parte rida de la cuenca (peruana). Adems, los fsiles son muy escasos y las series sedimentarias se ven afectados por numerosas fallas y pliegues, la intensidad de estos aumenta hacia el NW. Como consecuencia de ello, la parte ecuatoriana de la zona era muy poco conocida.

Esta contribucin es un primer un intento de establecer una Serie estratigrfica y reconstruir la Evolucin Tectono-Sedimentaria de esta Cuenca Ante Arco. Se basa principalmente en las observaciones de campo y debe ser considerado como un "estudio de reconocimiento", que servir de base para futuros estudios detallados. Presentamos y discutimos nuevos resultados estratigrficos y observaciones obtenidas de la parte occidental de la cuenca del Celica del suroeste de Ecuador. Estos nos han llevado a distinguir dos perodos de deposicin, de Aptiano a Coniaciano y Campania a Maastrichtiano, respectivamente, separados por una discordancia importante. Proponemos comparaciones y correlaciones con la serie estratigrfica del noroeste de Per y el centro de Ecuador, lo cual requiere el reconocimiento de dos cuencas Ante Arco distintas de principios del Cretcico Superior y del Cretcico terminal, respectivamente. Por otra parte, estos nuevos datos sugieren fuertemente que la "Cuenca Celica-Lancones" se constituye de varias unidades tectnicas delimitada por fallas, que se caracteriza por distintas sucesiones estratigrficas de principios del Cretcico Tardo, y origen paleogeogrficas. La estructura actual, probablemente se dio como resultado de la yuxtaposicin tectnica en el pre-Campaniano de estas unidades tectnicas por medio de grandes movimientos de llave dextral.

Antecedentes: Trabajos Previos:

Figura 2: Modelos Estratigrficos de la Cuenca Celica (Ecuador) segn Kennerley (1973; 1980) y la Cuenca Lancones (Per) de acuerdo con Reyes y Caldas (1987).

En Ecuador, la Cobertura del Macizo de Amotape-Tahun haba sido definida como una sola Unidad de edad Aptiano-Campaniano (Gp. Puyango o Gp. Cazaderos, Kennerley, 1973; 1980; Bristow y Hoffstetter, 1977; Fig. 2). Esta unidad cuenta con varias formaciones definidas principalmente por su litologa y extensin geogrfica. Estas formaciones seran lateralmente equivalentes, y podran graduar hacia el este en la serie volcaniclstica (Kennerley, 1973; 1980; Bristow y Hostetter, 1977).

En Per (Fig. 2), estudios estratigrficos y los estudios sedimentolgicos de la cubierta del Macizo Amotape dieron lugar a la definicin de las unidades estratigrficas ms detallados y mejor definidos, adscritos al Albiense-Maastrichtiano (por ejemplo Iddings y Olsson, 1928; Olsson, 1934; Fischer, 1956; Morris y Aleman, 1975), o incluso Albiano-Paleoceno (Reyes y Caldas, 1987). Esta sucesin se interpreta como una gradacin hacia el este en, o descansando en, rocas volcnicas del arco continental.

La estratigrafa de la parte oriental de la Cuenca Celica de Ecuador ha sido establecido por Jaillard et al. (1996), quien distingue dos perodos de deposicin principales (Fig. 3). El inferior comprende rocas volcnicas originadas en un arco magmtico continental (Fm. Celica, Lebrat, 1985; Reynaud et al, 1996) que se cree tiene una edad correspondiente al Albiano (Jaillard et al., 1996). Estn asociados con depsitos volcanoclsticos de Ante Arco (Fm. Alamor), para el cual una edad Albiano a Comienzos del Cretcico Tardo haba sido asumida por su posicin estratigrfica y la ocurrencia de microfsiles del Cretcico Tardo. Sin embargo, recientes observaciones en afloramientos recin expuestos demuestran que la edad post-Turoniano determinada en la parte superior de la Formacin Alamor (Jaillard et al., 1996) haba sido realmente obtenida de los estratos basales de los depsitos supra yacentes en discordancia (Fm. El Naranjo). Por lo tanto, las Formaciones Celica y Alamor se cree que son principalmente de la edad Albiano.

La sucesin de deposicin superior comprende discordantes sedimentos, de transgresin marina perteneciente al Santoniano Tardo a Maastrichtiano Temprano, (Fm El Naranjo) y conglomerados y lutitas (Fm. Casanga) de edad Maastrichtiano, (Jaillard et al, 1996; Baudino, 1995 p. 288). Estos parecen estar sobrepuestos en discordancia por rocas volcnicas principalmente terciarias y capas rojas subordinados (Fm Sacapalca; Hungerbhler, 1997) (fig. 3).

Figura 3: Boceto estratigrfica de la serie oriental de la Cuenca Celica (despus Jaillard et al., 1996).

Estratigrafa de la Occidental Cuenca Celica: (Aptiano? - inicios del Cretcico Tardo)

Las partes centrales y occidentales, de la cuenca del Celica, presentan distintas facies litolgicas y sucesiones segn las regiones (. Figuras 4 y 5). Vamos a describir la serie desde el oeste-noroeste hacia el este-sureste.

Sucesin Puyango Cazaderos (Sobre el Macizo Amotape)

La Sucesin Puyango-Cazaderos es la serie estratigrfica ms conocido de la Cuenca Celica Occidental, debido a las condiciones aceptables de afloramiento, exposiciones generalizadas y correlaciones de fciles con la serie peruana del norte del macizo de Amotape y la Cuenca Lancones (Figs. 6 y 7).

Graywacas Basales:

En el rea de Puyango (Figura 4), el Basamento Masivo Amotape-Tahun esta est cubierto en discordancia por ~ 300 m de espesor de una serie de alteradas, no fosilferas, de grano medio a grueso Graywacas y Lutitas (Figura 6). Localmente incluyen troncos silicificados de los rboles y bloques de calizas de color claro, tambin areniscas rojas cuarzosas de origen continental. Debido a su posicin estratigrfica, estos estratos pertenecen al pre-Albiano, edad Jursico posiblemente Tardo.

A lo largo de la Carretera Balsas a Chaguarpamba, al Norte del puente sobre el Rio Puyango, Rocas Paleozoicas del Macizo Amotape Tahun estn cubiertas en discordancia por red beds hechos de Graywacas alteradas, cubiertas por 5 [m] de espesor de conglomerado de grano grueso de ambiente abanico aluvial. Estos ltimos, son mal sorteados, cantos redondos redondeados, son tan grandes como 0,5 m y consisten en areniscas, rocas intrusivas y lavas en una arena cuarzosa y la matriz de guijarros. A lo largo del contacto es pobremente expuesto, estos depsitos de abanicos aluviales parecen estar cubierta por aproximadamente 100 m de espesor de series de Graywacas de grano grueso silicificadas, las cuales afloran cerca del puente sobre el rio Puyango (Losumb). Estas series incluyen Conglomerados de Graywacas de grano grueso, frecuentemente lminas de Cherts negras silicificados, y escasos depsitos de delgadas de los flujos de lava. Sedimentos detrticos estn dispuestas en secuencias grano-ascendentes con base erosiva, coronada por slex negro a menudo en laminadas, y se interpretan como depsitos de turbiditas.

La litologa y petrografa de estas Graywacas cidas difieren significativamente de las areniscas del Cretcico bsicos de la Zona Celica. A pesar de extensas bsquedas, no pudimos encontrar fsiles de diagnsticos. Dado que descansan en discordancia sobre el macizo de Amotape-Tahun, las Graywacas Basales de Losumbe puede pertenecer al intervalo Jursico Superior a Cretcico Temprano, y son probablemente equivalentes a las areniscas basales de la seccin de Puyango.

Conglomerados y Areniscas (Formacin Bosque de Piedra):

En el rea de Puyango, las Graywacas basales son abruptamente cubiertas por masivos conglomerados cuarzosos, moderadamente sorteados con estratificacin cruzada, depositados en Ambientes Fluviales Costeros. El techo del depsito exhibe numerosos restos de plantas. El grado rpidamente asciende a lutitas y areniscas con capas delgadas de caliza y toba, que contienen numerosos troncos silicificados (Bosque de Piedra, Fig. 6). De capas no especificadas, Shoemaker (1982) determin Araucariaceae del Cretcico temprano. Tobas producen edades sobre impresas de K/Ar de 75 9 y 64 6 Ma (Shoemaker, 1982).

En Per, similares conglomerados cuarzosas transgresivos descansan en discordancia en las rocas del Paleozoico del Macizo Amotape-Tahu y se atribuyen una edad Albiano debido a su posicin estratigrfica (conglomerado Gigantal, Reyes y Vergara, 1987).

Fig. 4. Localizacin de las principales localidades citadas en el texto. Los nmeros se refieren a las figuras donde se describen las secciones. (3) la seccin Ro Playas; (6) secciones Puyango; (7) Alamor-Cazaderos (Ecuador) y las secciones Encuentros (Per, Chvez y Nez del Prado, 1991); (8) seccin Ro Cochurco; (9) secciones Chaguarpamba y Sabanilla, segn la cual la sucesin Chaguarpamba-Sabanilla se ha reconstruido.

Calizas Inferiores (Formacin Puyango):

En el rea de Puyango, la Formacin Bosque de Piedra es cubierta por una sucesin gruesa de calizas y margas bituminosos laminados de color verde a negro, los cuales exhiben intercalaciones de calciarenitas de coloracin clara y Graywacas con estratificacin gradada y bases decapadas, se interpretan como turbiditas distales. Debido a una importante deformacin y erosin pre-Campaniana, es difcil estimar su espesor, pero se cree que alcanzan hasta 300 m. no especificados depsitos producen Hypacanthoplites sp. ?, Parahoplites sp., Brancoceras aegoceratoides, Desmoceras latidorsatum, Hysteroceras orbigny, Oxytropidoceras (Laraiceras?) sp. Y Oxytropidoceras (Venezoliceras) comun del intervalo Albiano Temprano a principios del Albiano Tardio (Bristw y Hoffstetter, 1977; Shoemaker, 1982). In Puyango, junto a numerosos elencos de Oxytropidoceras sp. S.l., se han recogido los bivalvos Ceratostreon sp., Cucullaea sp. Y no detereminados heterodonts. Un ammonite suelto, probablemente procedente de estos depositos o desde la parte superior de la Formacin Bosque de Piedra, ha sido identificado como Epicheloniceras sl sp. de edad Aptiano Tardo (Fig. 6).

En Per, calizas equiparables estn datadas de Albiano Medio a finales del Albiano por foraminferos, inocermidos y ammonites (Fms. Pananga y Muerto, Iddings y Olsson, 1928; Chalco, 1955; Zuna iga y Cruzado, 1979; Reyes y Caldas, 1987).

Grawacas y Lutitas (Formacin Copa Sombrero)

En Ecuador, Calizas del Albiano estn cubiertas por una delgada serie de lutitas negras y areniscas turbiditicas bien sorteadas, de grano medio, con pocas intercalaciones de marga y calizas. Estas afloran en la parte occidental de la zona de estudio (NO de una lnea de Puyango-El Derrumbo-Paletillas, Fig. 4), y se considera equivalente a la Fm. Sombrero Grupo Copa del Per (Fig. 7). Sin embargo, el contacto estratigrfico basal no se ha visto en Ecuador, ni una sucesin litolgica detallada ha sido establecida. Buenas exposiciones de la Formacin Copa Sombrero se pueden ver a lo largo de la antigua carretera Puyango a Alamor, ya lo largo de las carreteras Alamor-Cazaderos y Cazaderos-Paletillas. Depsitos turbidticos, aunque en parte volcaniclstica, son de origen predominantemente cristalino. La sucesin incluye localmente (Norte de Mangaurquillo) varios metros de espesor intercalaciones de depsitos turbidticos Volcanoclsticas. Intercalaciones de depsitos piroclsticos parecen ser ms abundantes hacia el Sur (Bolaspamba, rea Paletillas). Unidades de desplome son comunes. Marcas exclusivas a depositos turbidticos que indican direcciones de paleocorrientes NE, similares a los medidos en el Grupo Sombrero Copa de la Cuenca Lancones del Per, donde se cree que registran la deposicin en el eje de la artesa (Morris y Alemn, 1975; Fig. 7). Esta sucesin contiene localmente numerosos troncos silicificados.

Microfauna de diagnstico no se han encontrado, en las pocas muestras recogidas. En la parte inferior de la sucesin que aflora a lo largo de la carretera Alamor-Cazaderos, encontramos inocermidos no identificables y algunas impresiones mal conservados de Oxytropidoceras? sp., un gnero de ammonites restringido al Albiano Medio y Tardo. En la parte superior, encontramos unos inocermidos indeterminables e incompletamente preservados ("steinkernskulptur '') y crassatellids sin describir (Fig. 7).

En Per, la parte inferior del Grupo Sombrero Copa superpone estratigrficamente las calizas Albiano (Reyes y Vergara, 1987), y se compone de lutitas negras y limolitas calcreas, con arenisca e intercalaciones de pyroclastite (Fm Huasimal, Morris y Aleman, 1975; Reyes y Caldas, 1987), interpretada como cuenca de llanura a los depsitos de pendiente (Chvez y Nez del Prado, 1991). Estas contienen ammonites de finales del Albiano Medio a Albiano Tardo (Fischer, 1956; Olsson, 1934). La parte media de la serie contienen capas delgadas de grano grueso (Fm Jahuay Negro) contiene escaso y mal conservadas ammonites del Cenomaniano (acanthoceratid, Schloenbachia sp.) e inocermidos Cenomaniano-Turoniano (Reyes y Caldas, 1987; Reyes y Vergara, 1987). La parte superior de la serie se compone de lutitas con intercalaciones de areniscas arcsicas (Fm Encuentros, Morris y Aleman, 1975). Reyes y Caldas (1987) reportaron inconstans Inoceramus y I. cf. regularis de la Formacin Encuentros y atribuido a principios del Senoniense, aunque esta ltima especie por lo general indica una edad Campanina.

En la parte occidental de la zona de estudio de Ecuador, las areniscas y lutitas de la Formacin Copa Sombrero parecen estar cubiertas por no fossiliferas, arcsicas de grano grueso y areniscas micceas y conglomerados que contienen metamrfica, grantica y clastos cuarzosas (Fig. 7). Estos conglomerados afloran en reas Gramadal, Caaveral (Quebrada Don Juan) y reas Manga Urcu, y forman un saliente canto 5 km al este de Cazaderos (Cordillera Juan Mateo Vivas). Paleocorrientes indican un transporte predominantemente hacia el sureste, a pesar de que una direccin hacia el norte tambin se expresa (Fig. 7, parte superior). Por lo tanto, el macizo de Amotape-Tahun es probable que represente el rea de origen. Fig. 5. Mapa Geolgico simplificado de la Zona Celica-Lancones. Al sur de los afloramientos, pozos nos permite determinar si el Gp Copa Sombrero y / o Fm. Pazul estn presentes (blanco) o ausente (negro) (despus de Morris y Aleman, 1975).Los conglomerados estn cubiertos por la discordante Formacin Cazaderos de Edad Maastrichtiano tardoCampaniano temprano (ver ms abajo). Estos conglomerados pueden constituir ya sea la parte superior del Grupo Copa Sombrero o una unidad tectnica distinta, ya que la zona Manga Urcu Bolaspamba se ve afectada por importantes fallas de tendencias NE.

En Per, estos conglomerados cuarzosas superiores, que afloran al sur de Cazaderos, se han correlacionado bien con el Conglomerado medios de Olsson (1934) (Chalco, 1955), o con la "Formacin Tablones" adscrito a la Campaniano (Reyes y Caldas, 1987; Palacios, 1994). Sin embargo, las faunas ms jvenes reportaron tan lejos del Grupo Sombrero Copa de Per son los ammonites cf. Barroisiceras haberfellneri de edad Coniaciano Temprana (Petersen, 1949) y microfauna del Senoniense (Weiss, 1955). Por lo tanto, si pertenece al Grupo Sombrero Copa, los conglomerados superiores no fossiliferos de Per y Ecuador se interpretan como del Coniaciano (o Santoniano?) (Fig. 7).

Figura 6. Seccin Estratigrfica de la Zona Puyango.

Figura 7: Seccin Compuesta de la serie de Puyango-Cazaderos, y los datos estratigrficos. Litologa se dibuja despus de Reyes y Caldas (1987) y Chavez y Nuez del Prado (1991).

Sucesin del Rio Cochurco

La Serie Cochurco consiste de una delgada sucesin de calizas masivas detrticas, conglomerados y lutitas, las cuales solo se observan en el rio Cochurco y a lo largo del nuevo camino entre Puyango y Alamor (Figura 4). Al Norte de la serie Cochurco es separada de pizarras silceas negras del Macizo Amotape-Tahun por una falla de importancia regional de tendencia ENE, expresada por el contraste de reflectancia aguda en imgenes SPOT. En la parte inferior del rio Cochurco esta falla de tendencia N70E y Buzando 65 al sur, criterios estructurales indican una sucesivos movimientos normales y reversos. Debido a la abundancia de fallas, la presente sucesin puede considerarse como tentativa.

Figura 8: seccin estratigrfica del rio Cochurco

Calizas Masivas Conglomerticos:

La parte inferior de la Serie de Cochurco consiste de una gruesa sucesin grano descendiente de Calizas Conglomerticas, Graywacas de grano grueso a fino y Calizas lamindadas negras. La naturaleza de los clastos indican fuentes volcnicas (Feldespatos, anfiboles) y fuentes cristalinas (Cuarzo y rocas metamorficas). En la base la ocurrencia de depsitos turbidticos, brechas, diques clsticos, y olistolitos, en calizas negras probablemente del Albiano, indican un ambiente tectnico inestable coetneo con el comienzo de la sedimentacin. Las superpuestas calizas laminadas oscuras muestran escasas Burrows (madrigueras), lo que sugiere un limitado ambiente de plataforma profunda. La parte alta de la seccin, figuras sedimentarias (Canales, estratificacin cruzada, burrows) indican un ambiente de paltaforma poco profunda.

A lo largo del nuevo camino Puyango-Alamor, en la parte inferior de la sucesin (Figura 8), se recogio un amonite Brancoceras sp. de Comienzos del Albiano Medio.

Margas y Lutitas negras:

Hacia arriba (hacia el sur) en el rio Cochurco, la sucesin sigue con calizas negras de coloraciones negras, que contienen crinoideos, echinoideos, grandes bivalvos, algas, troncos de rboles, indicando un ambiente abierto de plataforma marina (Figura 8). La parte superior de esta seccin no aflora. Esta facie fino granular de entornos profundos pueden ser correlacionados co la base de la Fm. Copa Sombrero. La sucesin Cochurco es interpretada como un depsito de borde de la Cuenca Celica Lancones cerca al Masivo Amotape.

Fauna no diagnostica ha sido encontrada en esta sucesin, la cual tentativamente ha sido asignada a inicios del cretcico tardo.

Conglomerados, Graywacas y Lutitas:

Las margas y lutitas negras aparecen cubiertas por lutitas negras intercaladas con depsitos delgados de conglomerados cuarzosos, limolitas feldespticas y pocos depsitos de calizas (no muestra en figura 8). No determinados moldes de inoceramids han sido encontrados en estos sedimentos entre Alamor y Orianga.

Hacia el sur, de la serie de Cochurco es puesta en contacto con un espesor aproximado de 1000 m de lutitas negras y cherts, depsitos delgados, de grano medio a grano fino de graywackas, y escasas margas y interestratos de calizas fuertemente deformados por tendencias ENE, pliegues apretados con inmersiones hacia el sur este clivaje pizarroso planar. La unidad tarda se asemeja a la Fm. Carmelo de la series Chaguarpamba-Sabanilla (Ver abajo).

Sucesin Chaguarpamba-Sabanilla La sucesin Chaguarpamba-Sabanilla corresponde a un gran cantidad de afloramientos de Graywacas masivas, depsitos de areniscas y Graywacas y lutitas con menores cantidades de depsitos de calizas, adescritas al Albiano-Coniaciano (?). Esta aflora a lo largo de la zona Sabanilla Chaguarpamba con una tendencia NE (Figuras 4 y 5).

La norte de, de la series de Sabanilla Chaguarpamba est separada de las secuencias Churco y Puyango por fallas principales marcadas por una fuerte deformacin de sedimentos y pequeos cuerpos intrusivos. La sucesin Chaguarpamba-Sabanilla es limitada al sur este por otro sistema de fallas mayores de tendencia NE.

Fm. Quillosara: Graywacas Masivas:

La Fm. Quillosara aflora con una tendencia NE a lo largo de la zona entre Sabanilla y el norte de Chaguarpamba, en las reas de Alamor y Pindal y cerca de sabanilla, especialmente en el rio Quillosara (Figura 4). Este consiste de Graywacas masivas de grano grueso a medio, el cual exhibe localmente estratificacin cruzada y slumps (hundimientos, desplomes). Estos estn dispuestos en secuencias grano descendientes (Finingupward), cornadas por lutitas laminadas o cherts y estas son interpretadas como depsitos de corrientes turbidticos, localmente de alta densidad. Medidas de Paleocorrientes (estratificacin cruzada, clastos imbricados, depresiones) indicaron un rgimen de transporte hacia el Norte o NW (Figura 9), el cual contrasta con la direccin de transporte de la parte oeste de la cuenca (Ver figura 7). En la parte superior, las Graywacas masivas localmente incluyen bloques de basaltos. La Fm. Quillosara es interpretada como una facie distal a media de un deposito turbidtico de ante arco de la Fm. Alamor de las series orientales depositada en el pie del activo arco celica (Jaillard et al., 1996). Sin embargo, esta es adescrita al Albiano (y Cenoniano?).

Hacia el sur (Norte de Saucillo), la Fm. Quillosara es estratigrficamente y conformablemente cubierta por pizarras negras fosilferas (Figura 9) las cuales estan bien expuestas en el rea de Zapotillo, y estan adescritas al Campaniano Tardio Maastrichtiano Temprano (?) la Fm. Cazaderos (ver abajo). Al noreste de Celica, la serie Sabanilla esta cubierta por no datadas, discordantes rocas volcnicas, las cuales se incluyen en dos eventos volcnicos del Cretacico tardio al terciario temprano y edad reciente respectivamente.

Figura 9: Bosquejo de la sucesin estratigrfica Chaguarpamba Sabanilla.

Fm. Carmelo: Delgados depsitos de Cherts negros:

Esta aflora en el centro de la cuenca, siguiendo una tendencia ENE, la zona incluye Chaguarpamba y Alamor (figura 4) Buenos afloramientos pueden ser encontrados cerca de Chaguarpamba, norte de Yaman, cerca de Alamor, y a lo largo del camino Alamor-Cazaderos entre el Limo y Mangaurquillo. La Fm. Carmelo consiste de lutitas negras pobremente fosilferas y chers con pocas margas y calizas intercaladas, interdepositadas con finos depsitos, de Graywacas de grano fino. Casi siempre muy alterados depsitos de Graywacas exhiben bases decapadas y depsitos gradados, y son interpretados como capas turbidticas distales. En el rea de Chaguarpamba y Alamor Sabanilla, la Fm. Carmelo estratigrficamente esta cubierta por la Fm. Quillosara (Figura 9). La fm. Carmelo es frecuentemente fuertemente deformado y presenta pliegues apretados con planos axiales con clivaje pizarroso y profundamente escarpado, incluso en despositos volcados.

A lo largo del camino Yaman, 1 Km al este de El Carmelo, coleccionamos remanentes de plantas pobremente preservadas, en no identificables pescados telesteos, e indeterminados amonites y numerosos inoceramidos aplastados que pertenecen al gnero Mytiloides, del Cenomaniano tardio al Turoniano. Estas bien preservadas especies son determinados como Mytiloides aff. Transiens y M. Cf. Mytiloides, los cuales son indicativos del Turoniano temprano en Brasil (Hessel, 1988). La Fm. Carmelo es asumida para ser del Cretacico Tardio (Cenomaniano-Turoniano). Este podra, por lo tanto, ser equivalente a la parte oeste de la Fm. Copa Sombrero.

En las areas Lauro Guerrero, Buenavista y Chaguarpamba, lutitas negras no fosilferas y turbiditas cubren la Fm. Carmelo. No identificables inoceramidos han sido encontradas cerca de Vicentino. Sin embargo, en esta rea, las relaciones estratigrficas de estas unidades con la Fm. Carmelo no han sido establecidas.

Figura 10: Carta estratigrfica de los depsitos antearco Cretcico del noroeste de Per y Ecuador sudoeste.

Estratigrafa de los estratos del Post - Inicio del Cretcico Tardo:

Depsitos que discordantemente cubren las series del Aptiano tardo al Cretcico tardo han sido observados en las partes centrales y al oeste de la cuenca, donde estratigrficamente cobren ambas series Puyango Cazaderos y Chaguarpamba Sabanilla. Estas unidades litolgicas parecen ser ampliamente correlacionables en todo el Noroeste de Peru y Oeste de Ecuador. Estas son usualmente mucho menos deformadas que las antiguas y el buzamiento apenas excede los 20. Una comparable sucesin es conocida en la parte oriental de la Cuenca Celica.

Miembro Tablones: Discordantes Calizas Superiores:

En Ecuador, en la parte norte del rea de estudio (Rio Puyango en Puyango), gruesos depsitos, arena, calizas de gran grueso bioclsticas y en parte oolticas con grandes bivalvos localmente descansan en discordancia sobre las fuertemente deformadas calizas laminadas negras del Albiano (Figura 6). Estas representan ambientes de alta energa, abiertas plataformas marinas, facies transgresivas. Estas calizas discordantes gradan hacia arriba dentro de margas amarrillas intercaladas con pocos esqueletos, arenas y oolticos calizas ricas en ostras y otros grandes bivalvos, interpretados como depsitos marinos y de plataforma exterior. A partir de estos afloramientos, encontramos un fragmento de amonites y los escasos inocermidos, que permaneci indeterminado. Sin embargo, un amonite suelto encontrado abajo en la orilla del ro Puyango, es un pachydiscus lisa, la forma caparazn sugiere el Menuites gnero. El rango de este gnero es Santoniano hasta Maastrichtiano, aunque la mayora de los registros parecen caer en el Campaniano Medio o Maastrichtiano Medio. Los foraminferos del Campaniano mensionados por Sigal (1989; Bristow y Hoffstetter, 1997) podran ser derivados de estos depsitos.

Al Noroeste de Casaderos, las calizas superiores parecen estar representado por calizas bioclsticas y arenosas adems de conglomerados calcreos con estratificacin cruzada que contienen fragmentos de plantas, gruesos bivalvos (ostras) y dientes de selceos, indican ambientes de alta energa en lneas costeras.

Correlaciones: estos depsitos discordantes, los cuales estn solo localmente presentes, son considerados como un equivalente del Santoniano Tardo al Campaniano temprano de la formacin Naranjo de la parte oriental de la cuenca Celica, la cual cubre discordantemente las rocas del arco volcnico del Albiano (y cenoniano?) (Celica y almor Fms. Jaillard et al., 1996; Bengtosn y Jaillard, 1997) (Figura 3).

Mas al Norte, en la Cordillera Occidental de centro de Ecuador (rea de riobamba), Graywacas de inicios del Cretcico tardo (Fm. Cayo de la Sierra de Faucher et al., 1971; Unidad Pilaton de Kher y Van der Kaaden, 1979) son cubiertas en forma discordante por calizas transgresivas de planicie marina del Campaniano (Calizas de San Juan de Kher y Herer, 1969; Faucher ar al., 1971); Bristow y Hoffstetter, (1977) (Figura 10).

En el noroeste de Per, Morris y alemn (1975) interpreto la discordancia de la Fm. Tablones del Campaniano como un depsito de agua poco profunda, el cual postdato la emergencia y deformacin del Grupo Copa Sombrero. La formacin tablones de Morris y Aleman (1975) (despus by Reyes y Vergara, 1987 palacios 1994) correlaciona con las calizas superiores del Ecuador. En la cuenca de Talara, arena transgresiva y calizas Conglomerticas del Campaniano (Fm. Redondo) descansan sobre roca paleozoicas o calizas del Albiano (Weiss, 1955; Gonlez, 1976). Ms al Sur, en el rea de Paita, lutitas, areniscas calcreas, calizas masivas y conglomerados subordinados del Campaniano (Bengson y Jaillard 1997; Dhondt y Jaillard, 1977) (Figura 10).

Estos extensos depsitos calcreos discordantes del Ecuador y Noroeste de Per (Fms. La Mesa, Redondo, El Naranjo, Mb. Tablones y calizas San Juan) expresan una transicin regional en un ambiente de plataforma marina poco profunda a ambientes de lnea costera del Campaniano medio al tardo, los cuales localmente podran haber comenzado tempranamente (Rio Playas).

Fms. Cazaderos y Zambi: Lutitas negras y Turbidtas

En el Ecuador, la unidad ms superior del occidente de la cuenca Celica consiste principalmente de lutitas negras, las cuales estn bien expuestas en el oeste (Cazaderos) y en el ms al sur (Zapotillo) del rea de estudio (Figura 4 y 5).

En el rea de Cazaderos, estas contienen ndulos de coloracin amarilla de calizas negras y delgados depsitos de turbidtas arenosas. Pocas medidas de paleocorrientes sugieren un transporte hacia el NE. Numerosos diques clsticos orientados al NW-SE, N-S y NE-SW indican un rgimen extensional de tendencia aproximada E-W durante su deposicin. En esta reas pobremente preservados amonites del cretcico tardo son identificados en depsitos discordantes, una edad de Campaniano a Maastrichtiano es ms probable para la Fm. Zambi, como sugiere Litherland et al (1993) (Figura 9). En esta interpretacin, la Fm. Zambi podra constituir un facie oriental de la Fm. Cazaderos. Sin embargo esta es localmente intensamente deformada, Fm. Zambi podra haber sido afectada por la fase tectnica del Santoniano Campaniano, y una edad Turoniano-Santoniano podra no ser descartada.

Correlaciones: en el este de la cuenca celica (Rio Playas), lutitas negras datadas al Maastrichtiano en Limn (Sigal, 1969; Bristow y Hoffstetter, 1977) y la parte superior de la Fm. El Naranjo del Campaniano tardio al Maastrichtiano medio (Jaillard et al., 1996, figura 3) correlacionada con la Fm. Cazaderos (Figura 10). En la Cordillera Oriental del centro del Ecuador, calizas de San Juan Campaniano temprano al Maastrichtiano (Kehrer y Kehrer, 1969) estan cubiertas confortablemente por depsitos de lutitas interdepositadas con estratos de arenas de tamao medio y depsitos de turbiditas volcanoclasticas (Fm. Yunguilla, Thalmann, 1947; Faucher et al., 1971) contienen amonites del Maastrichitano temprano (Bristow y Hoffstetter, 1977). En la cuenca de Cuenca (Quebrada Salada) algunos cientos de metros de lutitas y ndulos de calizas producen edades pertenecientes al Maastrichtiano mediante asambleas de micropaleontologicas (Bristow y Hoffstetter, 1997). Estas unidades se corelacionan con la Fm. Cazaderos del suroccidente del Ecuador (Figura 10).

En Per, la superior unidad de la Cuenca Lancones (Fm. Pazul) es considerada del Coniaciano (Fischer, 1956), campaniano (Morris y Alemn, 1975) o Maastrichtiano al Paleoceno (Reyes y cladas, 1987. Esto es asociado a un deposito de abanico inferior o planicie de una cuenca (Chavez y Nues del Prado, 1991). En la parte sur de la cuenca de Lancones (camino el Angolo), se recolecto Platyceramus sp. siempre con Inoceramus at. goldfussianus, and Platyceramus sp. associated with Trochoceramus sp. ambas indican una edad del Campaniano Tardio al Maastrichtiano Temprano. Desde estos afloramientos constituye al oeste y suroeste extensiones de exposiciones de Cazaderos, la Fm. Pazul se cree equivalente a la Fm. Cazaderos de Ecuador.

Sobre el suroeste del final del Macizo Amotape de NW de Per (Area Pazul, figuras 4 y 5), La Fm. Copa Sombrero es cubierta por lutitas negras (Lutitas clavulina de olson, 1934). En las lutitas Clavulina del rea Monte Grande (Figuras 4 y 5) se encontr Exiteloceras sp. del Campaniano (Figura 7). Por lo tanto, las lutitas Clavulina son el equivalente lateral de las Fms. Pazul y Cazaderos (Figura 10). Ms al Sur, en el rea de Paita, no se conocen depsitos acerca de los depsitos transgresivos La Mesa.

Fms. Casanga y Monte Grande: Conglomerados superiores

Los conglomerados superiores no han sido observados en las partes occidentales del rea de Celica del Ecuador. Sobre el macizo Amotape al noroeste de Per, Las lutitas Clavulina estn cubiertas por conglomerados cuarzosos de grano grueso de la Fm. Monte Grande del Maastrichtiano (Iddings y Olsson, 1928; Olsson, 1934). Al este de Talara, cerca de Monte Grande (Figura 4) en la base de la Formacin, se encontr un amonite no identificado con indicios de pertenecer al cretcico, mas probablemente al Maastrichtiano en la base de la Formacin.

En la Cuenca de Talara, el Maastrichtiano y Paleoceno est representado por lutitas negras marinas (Gonzales, 1976). Ms al sur, cerca de Paita un espesor de 3500 m de pila de brechas de grano grueso del Maastrichtiano principalmente contienen clastos de rocas metamrficas (Fm. La Tortuga, lsson, 1934; 1944). Cerca del tope de la formacin, en capas alrededores de corte de Olsson (1944), se recolecto inoceramidos y otros bivalvos del Maastrichtiano medio, y amonites Eubaculites cf. carinatus y Phylloceras (Neophylloceras ) surya, los cuales indican una edad Maastrichtiano (Posiblemente Maastrichtiano Medio) (Figura 10)

La formacin Monte Grande de Peru se correlaciona con los conglomerados de la Fm. Casanga del Maastrichtiano, reconocidos en la parte oriental de la Cuenca Celica del Ecuador (Jaillard et al., 1996) (figura 3). En el oriente de la cordillera central de Ecuador, los Flysch Yunguilla del Maastrichtiano gradan hacia dentro en los conglomerados con clastos cuarzosos, metamrficos y volcnicos localmente inter depositados con calizas del Maastrichtiano (Mb. Callo Rumi, Kehrer y Kehrer, 1969), los cuales e correlacionan con la Fm. Casanga del sur del Ecuador y las Fms. Tortuga y Monte Grande al noroeste de Per. In la Cuenca de Cuenca (cerca del poblado de Cumbe), lutitas rojas y Graywacas contienen abundantes bivalvos son asignados al intervalo del Maastrichtiano al Daniense (Bristow y Hoffstetter, 1977).

Los extensos, conglomerados y brechas de las lutitas del periodo Campaniano tardo y Maastrichtiano Temprano son correlacionados y expresan un evento tectnico regional del Maastrictiano temprano.