Diario de América del Sur Ciencias de la Tierra 19 (2005) 21-34

La evolución de la cuenca de antepaís Huallaga: la propagación de empuje

en un ambiente deltaico, Andes del norte del Perú

Wilber Hermozaa,*, Ste´phane Brusseta,b, Patrice Babya,b, Willy Gilc, Martin Roddazbc,

Nicole Guerrerob, Molando Bolañosd

aLMTG-UMR 5563, Universite Paul Sabatier Toulouse III, 38 rue des 36 Ponts 31400 Toulouse, France

bIRD UR 104 LMTG, 38 rue des 36 Ponts 31400 Toulouse, France cConsultor, La Mariscala N8115, San Isidro Lima, Perú

dPeruPetro S.A., Luis Aldana 320, San Borja, Perú Recibido el 1 de junio de 2003; aceptado 01 de junio 2004

Abstracto

La cuenca subandina Huallaga es parte del sistema de la cuenca retroforeland moderna del Perú. Se corresponde a una correa de empuje y

veces superpuesto a las estructuras invertidas y halokinetic y se caracteriza por Eoceno-Plioceno, gruesa serie sinorogénicos que han

controlado la historia del entierro de sistemas petroleros. Análisis sedimentológico y una sección transversal de forma secuencial restaurado

basado en datos sísmicos y nueva estudios de campo muestran tres secuencias de depósitos sinorogénicos. El Eoceno (Baja miembro Pozo)

desarrollado en ambientes shoreface, cuando la morfología de la cuenca corresponde a una depozone foresag vinculado a un período de

descarga orogénico. La secuencia del Eoceno Medio (Alto Pozo miembro) desarrollado en ambientes marinos poco profundos y registró

un cambio en la geodinámica de los Andes y el sistema de la cuenca retroforeland. La cuenca morfología correspondía a una depozone

foredeep vinculado a un período de carga orogénico. Esta configuración se mantuvo hasta el Oriente Mioceno (Chambira Formación). La

secuencia de interpretaciones previas registró la aparición de la moderna cuenca subandina Huallaga que se convirtió en un depozone cuña

superior. Propagación de empuje se produjo en un ambiente deltaico, que evolucionó progresivamente a un sistema aluvial vinculado al

moderno río Amazonas.

@ 2005 Published by Elsevier Ltd.

Palabras clave: deltas y estuarios depósitos; Eoceno; Lavabo del cabo; Cuenca del Huallaga; Mioceno; Perú; Sistemas de Petróleo; Sub-Andina

1.- Introducción

Las cuencas del Huallaga sub-andinas y amazónicas del Andes del

norte del Perú (Fig. 1) pertenecen al retroforeland sistema de la

cuenca vinculado al orógeno andino. el Huallaga cuenca está

estructurado principalmente por los sistemas de empuje como

dúplex, Fallo pliega curva, y pliegues por propagación de falla

asociada con sedimentación sintectónico. Depósitos de antepaís

Cenozoico son excepcionalmente gruesa en esta parte de la zona

subandina (unos 8 km) y nunca se han acercado usando parámetros

sedimentarias descriptivos y antepaís moderna conceptos de

propagación.

* Autor para la correspondencia.

E-mail: hermoza@lmtg.ups-tlse.fr (W. Hermoza). 0895-9811/$ - see front matter q 2005 Published by Elsevier Ltd.

doi:10.1016/j.jsames.2004.06.005

El objetivo de este artículo es presentar nuevos datos sobre la

Ambientes sedimentarios cenozoicos observados en el Cuenca del

Huallaga, interpretar la evolución paleoambiental desde un punto

de vista arquitectura estratigráfica, y proponer una restauración

secuencial de la porción del Huallaga sistema de antepaís

amazónica noroccidental.

2.- Marco Geológico

La zona subandina es una cinta activa plegable y empuje en el

borde oriental del orógeno andino que constituye el cuña superior

depozone de la cuenca retroforeland Andina sistema. En la zona

sub-andina, la cuenca del Huallaga es N160E alargada

aproximadamente 400 kilometros de largo y 100 kilometros de ancho y situado entre 768-778W y 68-98S (Fig. 1). Ella Limita al

norte con la cuenca de Santiago. Hacia el este,

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Fig. 1. Mapa estructural de los Andes del norte peruano, que muestra la Cordillera Occidental, Cordillera Oriental, las cuencas subandinas (Santiago, Huallaga, y

Ucayali), y de la cuenca amazónica (Marañón)

La cuenca del Huallaga se le impide el foredeep Marañón cuenca

por el NE-convergente Shanusi-Chazuta empuje, que

cabalgamientos el arco Contaya orientado a ONO-ESE (Fig. 1).

Hacia el sur, termina la cuenca Huallaga progresivamente a lo largo

del backlimb de la alta Shira.

La evolución geológica de los Andes peruanos cuenca de antepaís

retro se atribuye a la aparición de la Nazca subducción, que comenzó

en tiempos del Cretácico Tardío (Fase peruana; Mégard, 1984) a lo

largo de la margen occidental de la litosfera continental de América

del Sur. en el Cuenca ecuatoriana Oriente, que es la continuacion

del norte de la cuenca Marañón peruana, compresión deformación

comenzó en el Turoniano tardío (Baby et al., 1999; Barragán, 1999).

En consecuencia, dos sucesiones sedimentarias se pueden distinguir

(PeruPetro, 2002; Fig. 2): (1) la serie pre-andino que consiste en

Paleozoico-Mesozoico temprano depósitos (McLaughlin, 1924;

Kummel, 1946; Huff, 1949; Jenks, 1951; Rosenzweig, 1953;

Zegarra y Olaechea, 1970) y (2) la serie andino que corresponde a

marinos del Mesozoico tardío a las sucesiones antepaís continental

(Morán y Fyfe, 1933; Kummel, 1948; Rodríguez y Chalco, 1975;

Pardo y Zúñiga, 1976).

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Fig. 2. Sección litoestratigráfica sintético de la proyección zona subandina las dos

sucesiones sedimentarias: Serie pre-andina y andina.

La parte occidental de la cuenca del Huallaga está estructurado por

N160E-tendencias, anticlinales relacionados empuje-espaciados 25

kilometros aparte, mientras que su parte oriental consiste en la amplia

Biabo sinclinal desarrollado en la pared colgante del Shanusi- Sistema

de empuje Chazuta. La geometría de la deformación resultados de la

tectónica de empuje de piel fina marcados por divergentes sistemas de

empuje superpuestas en fosas invertidas y cúpulas halokinetic.

Empujes ramificado en el regional desprendimiento subcutáneo

formado por las evaporitas del Jurásico de la Pucará Formación (Baby

et al., 1995; Gil, 2001). Sinorogénicos sedimentación está bien

conservado en la cuenca del Huallaga, como registrado por los 7000

m gruesos depósitos del Eoceno-Neógeno de sinclinal Biabo y una

serie sintectónico que muestra patrones estratal crecimiento en las

cuencas cuestas más pequeños (Biabo, Juanjui y Huicungo sinclinales;

Figs. 3 y 4).

3.- Análisis geométrico y cinemático del Huallaga

plegable y cinturón de empuje

Para el estudio de la evolución tectónica de la cuenca del Huallaga,

datos de la superficie, la cartografía regional, y los datos de reflexión

sísmica fueron integrados para construir una sección transversal

equilibrada entre el arco Contaya y la Cordillera Oriental (Fig. 3).

Los datos de superficie se obtuvieron de 1: 100.000 INGEMMET

mapas geológicos, secciones regionales de Baby et al. (1995) y Gil

(2001), y el trabajo de campo llevado a cabo en 2001 y 2002. Bien

y datos de reflexión sísmica publicado por el proyecto parsep

(Perupetro, 2002) fueron utilizado para limitar la profundidad de la

geometría del empuje sistemas. Se construyó La sección actualizada

y equilibrado sobre la base de la consistencia de las longitudes de

cama y la restaurabilidad de la sección transversal (Dahlstrom,

1969; Woodward et al., 1985). La realización de esta equilibrada

sección transversal a lo largo del área de estudio (Fig. 4) nos llevó a

mejorar la interpretación geométrica, calcular la tasa de

acortamiento horizontal, y proponer una secuencial restauración del

Eoceno hasta el presente.

El arco oblicuo orientado a ONO-ESE Contaya (Fig. 3), que

corresponde a una sola estructura general,, extrusive limitado por

fallas inversas sótano contrario, representa la parte más oriental de

la sección transversal. La mayor parte de la Estructuras Maran~o'n,

los Contaya arco resultados de inversión tectónica y comenzaron a

desarrollarse en la época del Cretácico Tardío (Baby et al., 1999;

PeruPetro, 2002).

La sección sísmica de la figura. La figura 5 muestra que el Chazuta

impulso corresponde a una falla inversa de bajo ángulo deformada

por estructuras profundas, que interpretamos como inversiones de

fosas que probablemente son Pérmico-Triásico en la edad (Mitu

Formación). De acuerdo a la Fig. 5, el desplazamiento del empuje

Chazuta hoja es aproximadamente 47 kilómetros. Hacia el sur, la

Ponasillo anticlinal está directamente asociado con un sótano W-

rayando culpa invertida, que deforma la backlimb de la Chazuta hoja

de empuje. Al norte, trunca un fallo sótano similares la Chazuta

empuje y emerge con la Formación Pucará (. Las figuras 1 y 3). La

cinemática del empuje Chazuta pueden ser descifrado sobre la base

de análisis de trazas de fisión apatita resultados (Alvarez-Caldero'n,

1999), que muestran enfriamiento eventos que pueden ser

interpretadas como levantamientos relacionados empuje- entre 10 y

15 Ma. En el sinclinal Biabo, Eoceno Espesor Neogene alcanza

7.000 m (Fig. 4), y la parte superior parte de la serie muestra un

patrón típico de estratos de crecimiento, que sella progresivamente

el Biabo empuje ciego E-rayando al oeste. El anticlinal Biabo es una

alargada NNE-SSW criticar veces propagación (200 km de largo).

La Cordillera Oriental consta de un dúplex de afloramientos de

rocas del Paleozoico y resbalones de alimentación, que se alojan por

el Pungoyacu y Pachicillo empuja. La cantidad total de reducción

de la Cuenca Huallaga, calculada a partir de la sección transversal

equilibrado, es aproximadamente el 84 km (es decir, 40%) (Fig. 4).

4.- Cenozoico sedimentología y estratigrafía de la

cuenca del Huallaga

Nuestras observaciones de campo aporta nuevos datos y nos

permiten proponer una nueva interpretación sedimentaria del

Eoceno Serie Neógeno de la cuenca del Huallaga en la base de

nuestra análisis de facies. Esta interpretación consiste en la

caracterización de cada formación en términos de ambientes de

depósito que integramos en un nuevo modelo, dinámica del

sistema de cuenca de antepaís amazónica noroccidental.

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Fig. 3. Mapa geológico de la cuenca del Huallaga. La línea discontinua indica la ubicación de la sección transversal de la Fig. 4. Localizaciones de los registros

sedimentarios en Figs. 7-10 se indican con rombos negros. Las ciudades están representados por círculos negros.

Fig. Sección transversal 4. Equilibrado y contraparte restaurado. Tenga en cuenta que los registros sedimentarios se han proyectado sobre la sección transversal. Ver

ubicación en la Fig. 3.

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Fig. 5. Línea Sísmica 91-MPH-23 (Perupetro, 2002), que cruza de SW a NE en el sinclinal Biabo y Contaya arco. Línea sísmica muestra el estilo estructural de la

cuenca del Huallaga. El nivel de desprendimiento subcutáneo se indica mediante una línea de negro agudo. Tenga en cuenta el patrón de crecimiento de estratos en la

backlimb de la hoja de empuje Chazuta.

4.1.- fondo estratigráfica

En la cuenca del Huallaga, la sucesión estratigráfica de Cenozoico

estratos tradicionalmente se ha dividido en el tras cinco

formaciones (Kümmel, 1946, 1948; Williams, 1949; Seminario y

Guizado, 1976; Fig. 6):

1. El Paleoceno-Eoceno temprano Yahuarango Formación (Fig.

6), que ha sido definido por Kummel (1948) y fechado por

Gutiérrez (1982), sobre la base de sus carofitas. Contiene rojizo a

grisáceo con intercalaciones de limos areniscas. En Pongo de

Tiraco (Eastern cuenca del Huallaga; (Fig. 3), esta formación es

de aproximadamente 500 m de espesor (Caldas y Valdivia, 1985).

En esta localidad, su base consta de areniscas conglomeráticas con

piedra caliza clastos. Este de Chazuta (Fig. 3), su espesor

considerablemente aumenta a 1.000 m. La Formación Yahuarango

Tradicionalmente, se considera que ha sido depositado en un

ambiente continental (llanura aluvial y lacustre; Kummel, 1946,

1948; Williams, 1949; Sánchez y Herrera, 1998; Díaz et al., 1998).

2. La Formación Eoceno-Oligoceno Pozo (Fig. 6), que fue descrito

por primera vez en la confluencia del Santiago y Maran~o'n Ríos

por Kummel (1948) y Williams (1949). La fauna numerosa

(ostrácodos, foraminíferos, carofitas, gasterópodos, palinomorfos)

muestran que la Pozo La formación es Eoceno-Oligoceno

(Williams, 1949; Seminario y Guizado, 1976; Valdivia de 1982 en

Sánchez y Herrera, 1998).

Esta formación está hecha de dos secuencias. El menor está

formado por conglomerática areniscas, y la parte superior contiene

fértil carbón grisáceo lutitas intercaladas con calizas. En el área de

Chazuta (Fig. 3), Sa'nchez et al. (1997) describen una secuencia

comenzando con media a gruesa, buena selección de areniscas

grisáceas y en tope por limolitas grisáceo, verde pizarras y calizas.

Esta formación se interpreta han sido depositados en un ambiente

marino.

Fig. 6. carta Cronoestratigráfica de la cuenca del Huallaga.

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3. El Oligoceno-Mioceno Chambira Formación (Fig. 6), que se

definió como parte del grupo Contamana por Kummel (. 1946; Fig

6) y cuya posición estratigráfica fue dada por Caldas andValdivia

(1985). Esta formación esta compuesta de areniscas rojas

exponiendo estratificación cruzada artesa con intercalaciones de

limolitas rojizo a grisáceo. En el Cuenca del Huallaga, que aflora

en el sinclinal Biabo, en el Área Caspisapa, y al sur de Chazuta

(Fig. 3). En estos áreas, la Formación Chambira consta de rojizo a

limos grises interbeddedwithmediumto areniscas gruesas y

algunas calizas. Varios autores han indicado que

theChambiraFormation varía de espesor entre 3000- 5000 m

(Rodríguez andChalco, 1975) y 1.000 m (Caldas y Valdivia,

1985). La Formación Chambira ha sido interpretado que han sido

depositados en un meandro fluvial medio ambiente (Kummel,

1948; Williams, 1949; Sánchez y Herrera, 1998; Díaz et al., 1998).

4. La Formación Mioceno-Plioceno Ipururo, que era definido en

el río Cushabatay por Kummel (1946), quien descrito como la

parte superior del grupo Contamana (Fig. 6). Esta formación

consta de grisáceo a marrón areniscas con intercalaciones de limos

rojizos.

Se divide en dos miembros: el miembro inferior de la luz grueso a

areniscas de color marrón con intercalaciones de rojizo a grisáceo

limos y el miembro superior con apilamiento vertical de

decimetric capas de arenisca-afinado hacia arriba más de

poligénica conglomerados. La formación es de aproximadamente

3,500 m de espesor. En el área de Río Sisa y Saposoa, que alcanza

su espesor máximo de 5.700 m (Vargas, 1965 en Sánchez y

Herrera, 1998). La Formación Ipururo se interpreta que han sido

depositados en un ambiente fluvial (Kummel, 1946, 1948;

Williams, 1949; Rodríguez y Chalco, 1975; Sánchez y Herrera,

1998; Fig. 6).

5. El Plioceno-Pleistoceno Juanjui Formación (Fig. 6), que se

compone de conglomerados poligénicos con una matriz arenosa.

Los clastos consisten intrusiva, volcánico gneis, esquistos, y

guijarros de piedra arenisca reelaborado depositado en un

ambiente fluvial aluviales ventilador. Este la formación es de

aproximadamente 100 m de espesor. En el Tocache área, se

nombra la Formación Tocache (Sánchez y Herrera, 1998; Díaz et

al., 1998).

Fig. 7. secciones sedimentológicas medidas (Registros 1 y 2; ver ubicación en la Fig. 3) de la Formación Pozo (Eoceno medio-Oligoceno). Log 1 se ha observado en

la zona Shapaja y Log2 en la carretera Juanjui-Tocache. (Foto 1) conglomerados no consolidados de los guijarros de retraso del miembro inferior Pozo. (Foto 2)

Paquetes de marea, ropa de cama sigmoidal, bosques planas y espiga transversal de estratificación de la parte shoreface del miembro inferior Pozo.

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4.2.- nuevo análisis sedimentológico y de facies

En la cuenca del Huallaga, el intervalo estratigráfico Cenozoico

Nunca se ha observado o discutido porque todo precisamente

estudios sedimentológicos se han centrado en el Jurásico y

Cretácico, que proporcionó las principales rocas de origen y

embalses. Sin embargo, el análisis del Cenozoico rocas pesan en

exceso es crucial para entender el petróleo sistemas. La

arquitectura sedimentaria del Cenozoico serie está basada en el

reconocimiento de facies. Sedimentológico sucesiones se han

estudiado en muchas localidades. Nosotros presentar los registros

sedimentológicos más característicos a ilustrar nuestras

observaciones en Shapaja, Bellavista, Saposoa, Sacanche y Juanjui

y Tarapoto-a lo largo del Juanjui- Tocache y Tarapoto-Chazuta

carreteras (Fig. 3). en el sección sísmica de la figura. 5, la parte

superior de la Cenozoico secuencia muestra discordancias

progresivas y espesores variaciones que se correlacionan con las

observaciones de campo.

4.2.1.- Formación Pozo

La Formación Pozo consiste en el Bajo y el Alto Miembros Pozo.

La serie sedimentaria observado en el Área Shapaja (6.585558S,

76.302508W; Log 1, Fig 7). Ilustra la sucesión sedimentaria típica

de la Baja Miembro de Pozo, que está representado por no

consolidada conglomerados que muestran areniscas tobáceas bien

redondeados y medio a grueso, areniscas bien clasificados (Fig. 7).

Las canicas son de menos de 5 cm de diámetro y compuesto

principalmente de areniscas del Cretácico y Paleozoico cuarcitas.

Este conglomerado no consolidado está coronado por un conjunto

de secuencias, cada una de las cuales se compone de grosería a

areniscas de grano mediano mostrar diferentes sedimentaria

estructuras. Desde la base hasta la parte superior, estos son como

siguiente manera: paquetes de marea, laminaciones sigmoidales,

plana foresets y espiga cruzadas estratificaciones (Fig. 7). Cada

secuencia se compone de aproximadamente 30 cm de espesor,

camas y multas así laminado hacia arriba (Log 1, Fig. 7). Areniscas

con estratificación entrecruzada sigmoidales se interpretan como

depósitos shoreface dominados por influencia de las mareas, como

se corrobora por la presencia de crossstratifications espina de

pescado, que requieren direcciones opuestas actuales. La

asociación de facies del miembro inferior Pozo sugiere una

shoreface ambiente de depósito que cubre un guijarro lag.

Observaciones sedimentológicos de miembro superior Pozo se han

llevado a cabo a lo largo de la carretera Juanjui-Tocache

(7.234718S, 76.746288W;. Log 2, figura 7). El Pozo Alto facies

miembros se compone de una sucesión de color rojizo / verdoso

argilitas asociadas con areniscas y marinos someros calizas (Fig.

7). En la parte más occidental del Huallaga cuenca, esta sucesión

se sustituye por siliciclástica sandier secuencias sin ningún tipo de

cal. Niveles arcillosos marinos contener ostrácodos, foraminíferos

y el polen de Eoceno Oligoceno (Williams, 1949; Seminario y

Guizado, 1976; Valdivia, 1982 en Sa'nchez y Herrera, 1998). Al

norte de la cuenca de Santiago, estaban anticuadas estos estratos

como Eoceno (QMC, informe interno). El ambiente de depósito

del miembro superior Pozo parece en de acuerdo con los modelos

de estante clásticos poco profundas.

Fig. 8. sección sedimentológico Medido (Log 3; ver ubicación en la Fig. 3) de la parte inferior de la Formación Chambira. Iniciar sesión 3 se ha observado en la

Tarapoto Carretera Bellavista. (Foto 3) laminaciones sigmoidales y marea de lodo y arena copla laminación. (Foto 4) bosques Planar, laminación sigmoidal y marea

rítmica laminación.

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4.4.2.- Fomacion Chambira

Esta sucesión sedimentaria se puede dividir en un menor parte

observó a lo largo de la carretera Tarapoto-Bellavista (6.709058S,

76.287908W; Log 3; Fig. 8) y una parte superior observado en la

zona de Bellavista (7.071668S, 76.574408W;Entrar 4; Fig. 9). La

parte inferior de la Formación Chambira es considera Oligoceno-

Mioceno en la edad (Blasser de 1946 en Díaz et al., 1998;

Gutiérrez, 1982; Seminario y Guizado, 1976). Se compone de una

sucesión de repetición de barras de arena que muestran a través

cruz-estratificaciones y crossstratifications planas, inundar

argilitas de fricción, y canales que visualización coplas arena-lodo

(Entrada 3, Fig. 8). Varios canales exhibir grosería de grano medio

sigmoidal camas, piedra arenisca, y plana foresets laminaciones.

La parte superior de la Chambira formación se caracteriza por

secuencias de marea bancos de arena, sigmoidal areniscas camas,

y el canal crossbedded areniscas, con intercalaciones de rojizo a

argilitas y limos de color marrón. La parte superior de la Chambira

Formación está marcada por un aumento en el limo: la proporción

de arena (Fig. 9). La asociación de facies de la Formación

Chambira sugiere un ambiente de depósito fluvio-mareal influido.

4.2.3.-Formacion Ipururo

Durante el Mioceno Medio-Plioceno, el Ipururo Formación se

depositó. Distinguimos tres miembros en la Formación Ipururo:

el Inferior, Medio y Superior Miembros Ipururo.

Fig. 9. secciones sedimentológicos medidos de la parte superior de la Formación Chambira (Mioceno-Oligoceno Medio) y miembro inferior Ipururo (Log 4; ver

ubicación en la Fig. 3). (Foto 5) la sucesión típica de la Formación Superior Chambira donde las influencias fluviales y mareas interfieren. (Foto 6) laminación

Sigmoidal, foresets planas y marea laminaciones horizontales rítmicas del miembro inferior Ipururo. (Foto 7) Mamíferos permanece en un bar de la piedra arenisca de

la Ipururo Baja miembro. (Foto 8) conglomerados de la Formación Juanjui que recubre una superficie erosiva aguda y la eliminación de al menos los miembros de

Media y Alta Ipururo.

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Fig. 10. secciones sedimentológicos medidos (Registros 5 y 6; ver ubicación en la Fig. 3) de la Formación Mioceno Superior-Pleistoceno Ipururo. (Foto 9) decamétrico

barra de arena del sistema deltaico mostrar a gran escala, foresets de bajo ángulo. (Foto 10) Montículos de estratificación cruzada de la transgresora Medio Ipururo

miembro.

El miembro inferior Ipururo está parcialmente expuesta en el Área

Sacanche en la parte central de la cuenca del Huallaga (7.072358S,

76.702318W; Conectarse 5, Fig. 10). El sedimentaria sucesión y

facies asociación se compone de color rojizo argilitas y areniscas

con estratificación entrecruzada, seguido de microconglomerados

y medio a grueso areniscas que las estratificaciones planas pantalla

oblicua y de bajo ángulo cruzadas laminaciones (Hermoza, 2001;

Fig. 10). En este secuencia, hemos recogido algunos restos de

mamíferos (Escápula de la pereza identificado por J. Flynn). La

verticales organización muestra un ambiente deltaico coronado

por depósitos fluvio-influenciado. Tal patrón de apilamiento

probablemente se relaciona con un aumento en el suministro de

sedimentos. Al al sur de la zona de Bellavista (7.072778S,

76.573058W; Conectarse 4, Fig. 9), esta secuencia se sustituye

lateralmente por gruesa lentes de areniscas rojizas distribuidas en

/ argilitas verdosos que contener restos de hueso (Fig. 9). Las

lentes exhiben tidal coplas y estratificación cruzada artesa que

pueden ser interpretadas como un sistema de puntos bar.

El miembro Oriente Ipururo se expone en la parte occidental de la

cuenca del Huallaga en la carretera Juanjui-Tocache (7.537228S,

76.680288W;. Log 6, Fig 10). Se compone de color gris negruzco

margas y calizas asociadas con fino y de grano muy fino

hummocky cruzada estratificada calcarenitas y fauna continental

reelaborado (Fig. 10). Este asociación de facies se puede

interpretar como una tormenta inducida-depósito.

El miembro superior Ipururo está expuesto principalmente en el

partes central y occidental de la cuenca, donde discordancia

recubre el miembro medio o directamente recubre el miembro

inferior. La parte inferior de la pala Miembro de Ipururo se

caracteriza por una sucesión de conglomerados de bien

redondeado volcánica y cuarcita guijarros con artesa

estratificación cruzada (facies Gt de Miall, 1996) y planas

cruzadas camas (facies Gp de Miall, 1996), intercaladas con

limolitas y argilitas (facies Fsm de Miall, 1996). Se sucede el canal

transversal con cama (St facies), con cama transversal camas, y

horizontal plana areniscas (Sp y Sh facies de Miall, 1996; Fig. 10).

La asociación de facies sugiere un ambiente fluvial deposicional

de depósito de relleno del canal.

4.2.4.- Formacion Juanjui

El (o Tocache) Formación Juanjui se compone de poligénicas

conglomerados bien redondeados. Composición de los guijarros es

principalmente intrusivos, esquisto volcánica, gneis, cuarcita,

calizas y areniscas, y los guijarros son menos de 15 cm de

diámetro. Este conglomerado facies exhibiciones de artesa

estratificación cruzada (facies Gt de Miall, 1996), planar

estratificación cruzada (facies GP), y clast-apoyado y facies

inversa-clasificación (GCM y GCI facies de Miall, 1996).

Asociación de facies sugiere el desarrollo en fluvial aluviales

ambientes de abanicos. Los análisis de la serie imbricación clast

transporte hacia el norte a noroeste. La Formación Juanjui por lo

tanto desarrollado en ambientes totalmente continentales. Es

caracterizado por conglomerados granocrecientes.

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4.3.- arquitectura regional secuencial

Nuestra reevaluación sedimentológico y estratigráfico del Cuenca

Huallaga nos lleva a proponer un Eoceno-Plioceno arquitectura

estratigráfica sobre la base de apilamiento tendencias patrón:

transgresora o tierra adentro, vertical o agradacional, y regresiva o

hacia el mar (Van Wagoner et al., 1988; Embry, 1995; Catuneanu,

2002).

El miembro inferior Pozo se interpreta como un shoreface depósito

que se superpone a una discordancia regional sustentada por lag

guijarros. Interpretamos esta discordancia como formado en

Fig. 11. sección estratigráfica sintética y estratigrafía secuencial de la Cuenca

del Huallaga.

un entorno subaérea. Por lo tanto, esta persona tiene registró un

aumento del nivel de base, pero su patrón de apilamiento se

mantiene vertical. Este apilamiento vertical se considera que

representa la agradación proximal que se produce en la etapa

incipiente de regresión normal. Por lo tanto, consideramos que el

Pozo Baja miembro de un tracto regresiva sistemas (RST; Fig. 11).

El miembro superior Pozo exhibe un importante cambio de facies

caracteriza por una disminución brutal en tamaño de grano y la

ocurrencia de piedra caliza marina poco profunda. Por lo tanto,

interpretar este patrón retrogradacionales como fase transgresiva,

que ocurre cuando el aumento del nivel de base supera a la oferta

de sedimentos. Por lo tanto, consideramos el miembro superior

Pozo un tracto sistemas transgresora (TST; Fig. 11).

La Formación Chambira exhibe un apilado vertical patrón. Las

variaciones de facies entre fluviales y estuarios ambientes se

consideran autocyclic. La parte superior de esta formación

presenta facies dominantes de la planicie de inundación argilitas

rojizas y areniscas canalizado fluvial. Estos agradación-

progradantes patrones de apilamiento caracterizan una regresión

normal. Por lo tanto, interpretamos la Chambira Formación como

un RST (Fig. 11). Esta última sucesión fluvial termina con un

descenso brusco en el tamaño de grano. Esta parte superior es el

mejor candidato para representar un TST continental.

El miembro inferior Ipururo se caracteriza por una patrón de

apilamiento progradacional de lóbulos deltaicos (Hermoza, 2001).

La distribución espacial facies sugiere que la progradación es

hacia el noreste. Este miembro se interpreta como un RST (Fig.

11). Recubre los miembros Medio Ipururo el miembro inferior con

una superficie transgresiva y consiste hacia el oeste de los

depósitos de tormenta transgresoras. Este Medio miembro es

típicamente un TST. El miembro superior es un Ipururo sistema

totalmente continental en el que los cambios locales de nivel

básico sedimentación de control (Fig. 11). El control tectónico en

el área de sedimentación es evidente; la parte más occidental de la

cuña superior depozone se infilled por conglomerados gruesos

tumbado encima de una superficie de erosión agudo. El abanico

aluvial ambiente se limita a cuestas sinclinales, aunque el

superficie de erosión puede corresponder a una superficie de

bypass.

5.- Evolución Tectonosedimentary de la cuenca del Huallaga

Varios autores (Fauchet y Savoyat, 1973; Mégard, 1984; Aspden

y Litherland, 1992; Baby et al., 1999; Barragán, 1999;

Christophoul et al., 2002) han propuesto que se produjo el inicio

del sistema de cuenca de antepaís andino durante el Cretácico

Tardío. En la cuenca del Marañón, esta aparición se produjo

durante el período de la sedimentación de la Formación Superior

Chonta. Desde el Eoceno, proponemos un interpretación sistema

foreland que se basa en la sedimentaria expresión de carga

orogénico y etapas de descarga (DeCelles y Giles, 1996;.

Catuneanu et al, 1997, 2000).

Nuestros análisis sedimentológicos y estructurales del Depósitos

de la cuenca Huallaga nos permiten distinguir tres etapas

controladas por procesos orogénicos.

W. Hermoza et al. / Journal of South American Earth Sciences 19 (2005) 21–34

Fig. Diagrama 12. tectonoestratigráfico de la cuenca del Huallaga. La dinámica del sistema lavabo del cabo consisten en tres etapas: (1) Eoceno temprano, con gran

longitud de onda tectónica controladas por descarga orogénico. La cuenca del Huallaga corresponde a una cuenca foresag; (2) Oriente Eoceno-Mioceno, con grandes

tectónica de longitud de onda controlada por la carga orogénica. La cuenca del Huallaga corresponde a una cuenca foredeep; y (3) Mioceno tardío-Plioceno, con la

tectónica de longitud de onda corta controlado por estructuras relacionadas de empuje. La cuenca del Huallaga corresponde a una depozone cuña superior.

Estas etapas se caracterizan por registro típico sedimentaria y lavabo morfología

(Fig. 12). La primera etapa (Eoceno) se caracteriza por descarga orogénico y

gran longitud de onda tectónica, la segunda etapa (Eoceno medio-Mioceno) es

caracterizado por la carga orogénico y gran longitud de onda tectónica, y la

tercera etapa (Mioceno Medio-Pleistoceno) se caracteriza por la tectónica de

longitud de onda corta con pliegues relacionados empuje-sinsedimentarias.

Fig. 13. restauración secuencial que ilustra las tres etapas de la geodinámica de la cuenca del Huallaga. AFTA 1 indica un entierro máximo correspondiente a 4440 m

de estratos del Mioceno Eoceno temprano-tardío, y AFTA 2 indica un entierro máxima de 3250 m correspondiente a Eoceno temprano-estratos presentes (Alvarez-

Caldero'n, 1999).

W. Hermoza et al. / Journal of South American Earth Sciences 19 (2005) 21–34

5.1.- Eoceno Inferior (descarga orogénico, grandes tectónica de

longitud de onda)

La discordancia del Eoceno Inferior constituye una regional

discordancia subaérea que marcó un cambio importante en

condiciones geodinámicos. Está cubierto por depósitos de guijarros

de retraso, lo que indica una adaptación de la clasificación de la

serie Paleozoico-Cretácico y sugiere una profunda erosión de al

menos la Cordillera Oriental. Durante el Eoceno Inferior, procesos

de erosión dominaron la actividad tectónica de empuje. La

arquitectura estratigráfica de una discordancia subaérea solapado

por un RST típicamente caracteriza a una descarga período (Fig.

12). Por lo tanto, en el contexto estructural de la Sistema de

antepaís Huallaga, la discordancia subaérea y los depósitos de

guijarros lag del miembro inferior son el Pozo mejores candidatos

para una superficie foreslope hacia el este-inmersión La geometría

de la SAG (Catuneanu et al., 1997, 2000), y cuenca reconstruido

por el equilibrio de las técnicas de pantallas características de una

cuenca foresag (Fig. 13).

5.2.- Eoceno medio-Mioceno (carga orogénico, grande tectónica

de longitud de onda)

La TST del elemento superior Pozo se produjo en una cuenca. Tal

un paquete retrogradacionales registra un nivel de base abrupta

aumentando, clásicamente interpretado en cuencas de antepaís

como una renovación de carga por una cuña de empuje activo.

Durante este período, de empuje tectónica dominados erosión. Esta

pre-constante-estado período fue seguido por el aumento de aporte

de sedimentos, lo que registrado una renovación de la erosión en la

cuña de empuje activo. En el foredeep, esta vuelta de nuevo al

estado de equilibrio fue grabada por la deposición de la

agradacional Chambira Formación, cuyo patrón de apilamiento

vertical indica equilibrio entre el alojamiento y el suministro de

sedimentos dentro de una cuenca foredeep (Fig. 13).

5.3.- Mioceno tardío-Plioceno (tectónica de longitud de onda

corta, plegar estructuras / de empuje)

La sucesión estratigráfica de la parte más alta de la Chambira

Formación y la parte más baja de la Baja Miembro Ipururo muestra

una tendencia al alza de multas que interpretar como una TST

continental. Esta continental TST indica un período de pre-estado

estable controlado por un aumento de la actividad de empuje. En

la unidad de Chazuta empuje, estos estratos transgresoras estaban

deformados por el empuje relacionada estructuras, que eran

responsables de la elevación relacionada primer evento de

enfriamiento registrado por trazas de fisión apatita (10- 15 Ma,

Alvarez-Calderón, 1999) (Fig. 13). Desde entonces, la Huallaga

cuenca de sedimentación ha sido controlado por emplazamiento de

empuje. En la parte más interna del empuje cuña, la depozone cuña

superior se caracteriza por fluvial a la sedimentación deltaica

desarrollado en un de lengüeta cuenca, mientras que el foredeep

Marañón depozona, al este de la tipline Chazuta, debe ser de tipo

marino sedimentación (Fig. 14). Sedimentación marina es así

conocido en la zona de Iquitos de la cuenca Maran~o'n (Pebas

Formación; Gabb, 1869; Seminario y Guizado, 1976; Hoorn, 1993;

Räsänen et al., 1998), que registró el carga orogénico (inicio zona

de levantamiento flexural) del Mioceno Tardío (Roddaz et al.,

2004). Hasta el 5 de Ma, la cuenca del Huallaga correspondió a una

depozone cerca del nivel del mar, y luego el cuña de empuje creció

verticalmente y se convirtió en subaérea. Cuencas Piggyback

convirtieron totalmente continental y atrapado sedimentos gruesos,

mientras que los sedimentos finos eran transportados hacia el este

en la Amazonía de tierras bajas por aluvial sistemas (Fig. 13). La

geometría de la cuenca reconstruido a través de técnicas de

balanceo muestra características de una cuenca de empuje superior,

que constituye la cuña superior depozone de la Amazonía

noroccidental sistema de cuenca de antepaís (Fig. 13).

Fig. Bosquejo paleogeográfica 14. Tridimensional de la cuenca del Huallaga, en el Mioceno tardío.

W. Hermoza et al. / Journal of South American Earth Sciences 19 (2005) 21–34

6.- sumario y conclusiones

El análisis de los nuevos datos estructurales y sedimentológicos

nos lleva a proponer un esquema evolutivo para el Huallaga

cuenca que está de acuerdo con la dinámica del sistema de antepaís

(DeCelles y Giles, 1996; Catuneanu et al., 1999). En este esquema,

tectónica es el control predominante sobre la sedimentación. Este

control actuado en dos longitudes de onda diferentes: una gran

longitud de onda debido al ciclo de carga-descarga y un corto

longitud de onda debido a las estructuras relacionadas de empuje.

En el Huallaga cuenca, grandes y cortas tectónica de longitud de

onda logró la Eoceno-Mioceno Medio y Mioceno tardío-Plioceno,

respectivamente. El inicio de la tectónica de grandes longitudes de

onda debido a la descarga etapa se evidencia por el subaérea

superficie foreslope discordancia y la RST de la Baja Miembro de

Pozo. El miembro superior Pozo, Chambira Formación, y su

superficie de delimitación registraron gran tectónica debido a una

etapa de carga longitud de onda. El inicio de la tectónica de corta

longitud de onda debido a la colocación de estructuras

relacionadas con empuje-se registra por el progradante lóbulos

deltaicos del miembro inferior Ipururo. Sedimentario estructuras

indican que esta característica importante deltaica progradaron al

NNE. El ambiente de sedimentación deltaica es restringida a la

cuenca cuestas Mioceno tardío, que puede constituir una zona

importante para la generación de hidrocarburos contemporáneo

con el desarrollo de la estructura trampas. En consecuencia, el

momento del emplazamiento de empuje debe ser estudiado para

mejorar la exploración de petróleo. Hasta los presentes, la

tectónica de empuje fueron pasando, y una gruesa sistema de

abanico aluvial se produjo en la cuña superior Huallaga depozone

del sistema antepaís amazónica noroccidental.

Agradecimientos

Esta investigación fue apoyada por el IRD, subvención INSU

99PNSE59 (Tectonique, e'rosion et dans se'dimentation le bassin

de l'Amazone: du Mio-Plioce`ne a` l'Actuel), y INSU subvención

(Erosión des Andes). Perupetro es reconocido por su apoyo

técnico. El manuscrito en gran medida beneficiado de los

comentarios constructivos por Th. Nalpas y J. Vergés.

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