EVIDENCIAS DE DESPLAZAMIENTOS TECTÓNICOS EN BOLIVIA
La amplitud de los desplazamientos tectónicos ocurridos entre las diferentes unidades
Evidencias de desplazamientos tectónicas importantes:
Cabe resaltar que la amplitud de las evidencias en los desplazamientos tectónicos ocurridos entre las diferentes unidades tectonoestratigráficas se pude percibir a través de algunos ejemplos de reconstrucción de cuencas para un estudio completo.
¿Cuáles son aquellos?
- EL MISISIPIANO DEL LAGO TITICACA Y DEL ALTO BENI.
- EL PENSILVANIANO DE BOLIVIA
- LOS AMBIENTES SEDIMENTARIOS DEL CRETÁCICO INFERIOR ALREDEDOR DE POTOSÍ.
Ahora detallamos cada uno:
1. EL MISISIPIANO DEL LAGO TITICACA Y DEL ALTO BENI.
a. Esta información utilizada proviene de Oller (1986), Sempere y col. (1986), Marocco y col. (1987), Barrios (1987) y Oller y Sempere (en prep.), las cuales distingue tres zonas de afloramientos se tienen que distinguir:
- 1a.-
- - El lago Titicaca (extremo oeste de la unidad Charasani-Ayoma-Atocha).
- 1b.-
- - La Faja Subandina al sudoeste del cabalgamiento de Beu.
- 1c.-
- - La Faja Subandina al noroeste del cabalgamiento de Beu.
b. En la zona (1a), durante el misisipiano se asistió a la progradación de sistemas deltaicos hacia el sudoeste (WSW), mientras en la zona (1b) progradaban otros deltas hacia NNE. Por lo tanto, ambas áreas de sedimentación tenían como zona de aporte una región ubicada ahora en la unidad de la Cordillera Real (y/o en la faja Tarija-Azurduy-Teoponte), donde justamente se conocen varias evidencias de una deformación profunda de edad misisipiana (Martínez, 1980; Sempere, 1987). Sin embargo, el desarrollo de tan importantes sistemas deltaicos implica que aquella zona de aporte debía tener una extensión, y luego un ancho, mucho mayor a los 90 km actuales. Por otra parte, en la zona (1c) el Misisipiano está representado por re sedimentos (turbiditas y olistolitos, incluyendo uno de más de 50 m de espesor) que indican claramente una clara paleo pendiente hacia el SSW, es decir diametralmente opuesta a lo medido al sudoeste del cabalgamiento de Beu. Cabe notar que apenas 8 km separan estos afloramientos tan desemejantes, que obviamente corresponden a dos vertientes opuestas de una misma cuenca o subcuenca (asimétrica) misisipiana: por lo tanto, parece necesario estimar que la distancia que separaba inicialmente ambas áreas era mucho mayor a la actual, y luego que el acortamiento debido al cabalgamiento de Beu es importante. Por otra parte, la alta elevación topográfica de la unidad de la Cordillera Real refleja evidentemente otro acortamiento, descomunal, en acuerdo con la necesidad paleo geográfica de una extensa zona de aporte para los deltas del lago Titicaca y del Alto Beni.
2. EL PENSILVANIANO DE BOLIVIA (fig. 3)
En su estado actual, la reconstrucción paleogeografica del Pensilvaniano boliviano (en particular el intervalo Moscoviano - Kasimoviano) presenta 4 áreas caracterizadas por asociaciones litológicas distintas:
- 2a – una zona donde predominan pelitas marinas oscuras, con las cuales intercalan algunos cuerpos arenosos blanquecinos que son generalmente depósitos de desembocadura.
- 2b – una extensa zona donde predominan facies areno peliticas re sedimentadas en amplios canales dirigidos en promedio hacia el noroeste.
- 2c – una zona donde solo se conocen delgados depósitos continentales a litorales re sedimentos indicando paleo pendientes hacia el norte o noroeste.
Fig. 3 muestra claramente que la prolongación noroccidental de los canales de la zona (2b), que contienen facies relativamente profundas, encuentra en el conjunto Tarija-Azurduy-Teoponte facies someras con paleo corrientes prácticamente perpendicular, y en el conjunto Sucre-La Paz una zona muy probablemente emergida. Tales discrepancias aparentes solo se explican por desplazamientos tectónicos ocurridos entre (y dentro de) los 3 conjuntos tectonoestratigráficas mencionados.
3. LOS AMBIENTES SEDIMENTARIOS DEL CRETÁCICO INFERIOR ALREDEDOR DE POTOSÍ. (FIG. 4)
Mientras que al este del CALP facies fluviales y lóbulos deltaicos evidencian paleo transportes hacia el suroeste, en su prolongación al Oeste del CALP afloran depósitos cutáneos de abanicos aluviales con paleo corrientes hacia el noroeste.
Tal “choque” de ambientes tiene su origen en un acercamiento tectónico debido al CALP.
Fuente: V CONGRESO GEOLOGICO CHILENO - TOMO 1 - 127-142. Departamento de Geología y Geofísica.
International Chronostratigraphic Chart 2020 / 01
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LAS UNIDADES TECTONOESTRATIGRAFICAS DE BOLIVIA
LAS UNIDADES TECTONOESTRATIGRAFICAS DE BOLIVIA
¿Cuándo surgió la necesidad de usar la definición de dominiostectonoestratigráficos?
Surgió de las dificultades que se encontraron al tratar de
reconstruir varias cuencas sedimentarias bolivianas usando las relaciones
geográficas, y estas fueron atribuidas al estudio cartográfico conducidos a
sospechar los desplazamientos tectónicos que habían modificado las relaciones paleo
geográficos inicialmente.
Se procedió a la revisión de los documentos existentes a fin
de reinterpretar la geología estructural de Bolivia, de la cual se destacó un
numero de frentes de cabalgamiento y fallas transcurrentes, de esta manera
definiendo las verdaderas unidades tectonoestratigráficas.
¿Qué son las unidades tectonoestratigraficas?
A pesar de que dentro de una misma unidad se puede reconocer
subunidades limitadas por fallas, la organización en general es coherente en
cada unidad por lo que permite reconstruir fragmentos de cuenca homogénea para
cada época. De esta manera a continuación, los dominios tectonoestratigráficas
definidos no coinciden generalmente con las tradicionales “unidades
morfoestruturales” (Ahlfeld y Branisa, 1960: Russo, 1965) o “sub provincias
geológicas” (Rodrigo y Castaños, 1978) en las cuales se suele dividir las Andes
bolivianos. Tales unidades son esencialmente morfológicas, y por lo tanto de
origen estructural reciente.
¿Cuáles con las unidades tectonoestratigráficasen Bolivia?
Las unidades tectonoestratigráficas reconocidas en Bolivia
son las siguientes:
1- EL CONJUNTO SUBANDINO - LLANURA.
2- EL CONJUNTO TARIJA – AZURDUY – TEOPONTE.
3- EL CONJUNTO SUCRE – LA PAZ. -
1- EL CONJUNTO SUBANDINO - LLANURA.
2- EL CONJUNTO TARIJA – AZURDUY – TEOPONTE.
3- EL CONJUNTO SUCRE – LA PAZ. -
Este agrupa varias unidades que necesitan ser distinguidas:
- CORDILLERA REAL. -
- LA UNIDAD TARABUCO - VILLAZON. -
- LA UNIDAD DEL RIO CAINE. -
- LA UNIDAD CHARASANI – AYOMA – ATOCHA. -
4- LA COMPLEJA CUÑA OCCIDENTAL. -
Tres etapas de deformación están registradas en la parte
central (Sempere y col., 1985; Chávez, 1987):
- La primera. - no fechada, se produjo pliegues asimétricos de vergencia pacífica.
- La segunda. - de edad oligocena, individualizo la presente faja plegada y corrida de vergencia sudamericana mediante cabalgamientos utilizando despegues en la Formación Cancañiri.
- La tercera. - (Mioceno inferior) corresponde el funcionamiento normal – dextral de la Falla Poopó, y por lo tanto a la deformación del graben (o semigraben) del lago homónimo.
¿Cuáles son las características delConjunto Subandino – Llanura?
EL CONJUNTO SUBANDINO - LLANURA. -
Este conjunto agrupa el dominio cratónico no o poco
deformado (llanos) y su margen occidental deformada, la cual constituye una
faja plegada y corrida de tipo epidérmico y de vergencia sudamericana (Faja
Subandina s.s.). Su límite occidental es el Cabalgamiento Frontal Principal
(CFP). Existe una transición estructural entre Subandino y Llanura (pero no así
en el extremo Noroeste), que refleja la propagación de la deformación hacia el
Este o Noroeste mediante despegues que se ubican principalmente en unidades
lutíticas del Ordovícico medio, Silúrico medio y Devónico medio.
Esta sucesión estratigráfica aflorante es continuo desde el Ordovícico
medio hasta el Jurásico. Los espesos sedimentos oligocenos a recientes (4000 –
6500 m) se depositaron en la última cuenca de antepaís de los Andes.
¿Cuáles son las características delConjunto Tarija – Azurduy –Teoponte?
EL CONJUNTO TARIJA – AZURDUY – TEOPONTE. -
Este está limitado al Oeste por el Cabalgamiento Andino
Principal (CANP). Se trata de una faja relativamente estrecha, pero altamente
imbricada y desgarrada, donde aflora una sucesión sedimentaria continua del Ordovícico
al Pérmico. Localmente se conocen rocas del Proterozoico superior, Cámbrico y
Jurásico. Ningún deposito terciario pre-plioceno aflora en la parte boliviana
de esta faja.
Estructuralmente, corresponde a una faja plegada y corrida,
epidérmica, de vergencia sudamericana, cuyos niveles de despegue son en su mayoría
que para la faja Subandina s.s., las lutitas del ordovícico medio desempañando
un papel fundamental. En la zona “Nodal” del chapare se interpreta un sobre escurrimiento
de la parte sudoriental de la faja sobre su parte noroccidental, mediante un
despegue ubicado en una unidad lutítico – calcáreo - evaporítica de edad cámbrica.
En el extremo sur, se infiere que despegues cortan a rocas del proterozoico
superior y/o cámbrico.
¿Cuáles son las características del Conjunto Sucre – La Paz?
EL CONJUNTO SUCRE – LA PAZ. -
Este agrupa varias unidades que necesitan ser distinguidas:
CORDILLERA REAL. -
Este es el dominio que alcanza las mayores altitudes. Su límite
sudoccidental lo constituye el cabalgamiento de la Cordillera Real (CCR), el
cual pasa hacia el suroeste a la falla transcurrente siniestral de Cochabamba
(FC). Las rocas aflorantes comprenden sedimentitas ordovícicas y siluro
devónicas, (deformadas y localmente metamorfizadas durante el Misisipiano), así
como granitoides misisipianos y triásicos. La vergencia de los cabalgamientos
internos es mayoritariamente sudoccidental. Los despegues utilizan las lutitas
del Ordovícico medio.
LA UNIDAD TARABUCO - VILLAZON. -
Es limitada al Oeste por la Falla transcurrente dextral
Aiquile – Tupiza (FAT), y presenta cambios estratigráficos de Sur a Norte. En
el Sur se conocer leptometamorfitas del Proterozoico superior y/o Cámbrico
inferior, y sedimentitas del Cámbrico superior a Ordovícico medio afectadas por
una esquistosidad ocloyica incipiente. Sobre las ultimas descansa en
discordancia angular una serie continua del cretácico terminal al Eoceno y quizá
Oligoceno. En el Norte aflora una sucesión continua del Ordovícico medio al Devónico
medio, a la cual sobre yace sin angularidad al Mesozoico – Paleoceno. Entre
ambas áreas se observa la desaparición progresiva de la deformación ocloyica en
dirección al Noreste. Depósitos miocenos a reciente cubran los anteriores con
discordancias. Las fallas de desgarre central (N-S) a (NE - SW. Las lutitas del Ordovícico medio a inferior,
y, en el extremo sur. Las leptometamorfitas del Proterozoicos superior – Eocámbrico,
proporcionan los principales niveles de despegue.
LA UNIDAD DEL RIO CAINE. -
Esta limitada por el CANP y las trancurrencias Cochabamba y
Aiquile - Tupiza, por una parte, y por la falla Toracari y su prolongación el
cabalgamiento de Arque (FTCA) por otra parte. Presenta características estratigráficas
parecidas a las de la unidad Charasani-Ayoma-Atocha. Su estratigrafía comprende
sedimentitas del Ordovícico medio al Devónico superior, que subyacen
discordantemente (pero sin angularidad) a depósitos de Pensilvaniano terminal –
Pérmico, cubiertos a su vez sin angularidad por una serie continua del Cretácico
superior al Eoceno u Oligoceno, utilizan niveles de despegue ubicados en su
gran mayoría en el Ordovícico medio.
LA UNIDAD CHARASANI – AYOMA – ATOCHA. -
Se extiende sobre 900 km entre las fronteras del lado
pacifico por el frente de cabalgamiento Coniri (FCC), de vergencia pacifica, la
falla transcurrente siniestral Eucaliptus (FE), el Cabalgamiento Altiplánico
Principal (CALP), de vergencia sudamericana, y la falla transcurrente dextral
Khenayani (FK). Los detalles de la historia geológica de esta unidad varían
considerablemente con la latitud. No se conocen rocas anteriores al Ordovícico
el cual aflora casi solamente al sur. La deformación ocloyica se encuentra
marcado al sur de 20ºS por estructuras de rumbo NW-SE (pliegues, fallas:
esquistosidad al sur de 20º40´S) que afectan a rocas pre-llandeilianas y están selladas
por estratos cretácicos. Esta deformación desaparece rápidamente hacia el
norte, mientras que la pila sedimentaria paleozoica aflorante se hace más
completa, hasta abarcar el lapso de tiempo Caradociano – Pérmico (con una interrupción
en el Misisipiano superior – Pensilvaniano inferior). Los efectos reconocidos
de una deformación de edad misisipiana (eohercinica) son relativamente escasas.
En el extremo Oeste de la unidad (zona de Ulla-Ulla) se conoce con certeza una deformación
de edad Pérmico medio a superior (Tardihercinica, o gondwanica). Arealmente más
desarrolladas en el Perú (taubacher, 1978). El mesozoico (Jurásico y/o Cretácico
en forma general y triásico al norte de 18ºS) descansa en discordancia,
localmente angular, sobre rocas paleozoicas cuya edad varia de Ordovícico
superior y Silúrico inferior (al norte de 20ºS) a Devónico (al norte de 18ªS) y
Pérmico (al norte de 17ºS), empezó con importantes cambios a través del rumbo.
A parte del Altiplano sudoriental, donde la sedimentación terciaria fue prácticamente
continua del Eoceno al Mioceno, se nota que depósitos clásticos oligocenos
apoyan en discordancia frecuentemente angular sobre rocas cuya edad varia de
Eoceno inferior a Ordovícico. Pero la complejidad de las relaciones estratigráficas
y paleogeográficas de los depósitos cenozoicos, especialmente los conocidos en
esta unidad y en la Cuña Occidental, impide su exposición detallada y su interpretación
geodinámica en el presente trabajo.
La parte septentrional de la unidad, la vergencia de las
estructuras en netamente pacifica, mientras que en su parte central se vuelve
predominantemente sudamericana. En el sur se nota otra vez una vergencia
principal pacífica. Los niveles de despegue involucrados se ubican en el Silúrico
- Devónico (Norte) y Ordovícico (Centro y Sur). En el Altiplano Sur, cabe notar
la existencia de dos klippes de Ordovícico, que descansan tectónicamente sobre
unidades paleógenos (Sempere et al., 1985)
¿Cuáles son las características de la Compleja CuñaOccidental?
LA COMPLEJA CUÑA OCCIDENTAL. -
Abarca diversas unidades, pero se halla cubierta en su mayor
parte por sedimentos y volcanitas recientes que dificultan una definición precisa
de sus relaciones mutuas. La parte boliviana de la Cuña Occidental cubre una
gran parte del Altiplano, a la cual se añade una franja tradicionalmente
considerada como perteneciente a la Cordillera Oriental. Las principales áreas donde
afloran rocas pre-oligocenas son la zona de Tiahuanacu, las serranías de
Andamarca y las fajas plagadas y corridas de Soledad - Ticatica y Sevaruyo –
Chita.
En la zona de Tihuanacu presenta una sucesión silicoclásticas
rojiza, de edad eocena – oligocena, apoya en discordancia erosiva sobre
estratos maastrichtiano, que descansan a su vez en marcada discordancia angular
sobre un enigmático basamento levemente metamórfico, compuesto de arenisca,
basaltos y pelitas. Sin embargo, una asociación litológica parecida, de edad
pre-devónica y posiblemente ordovícica, ha sido descrita al sur del Salar de
Atacama (Niemeyer y col., 1985). 40 km más
al sudoeste, cerca de San Andrés de Machaca, en una exploración petrolera encontró
el Maastrichtiano descansando sobre un granito precámbrico (Lehmann, 1978).
En las serranías de Andamarca, las rocas más antiguas
aflorantes son del Devónico inferior. Sobre ellas apoya sin angularidad una sucesión
completa del Cretácico superior al Eoceno. El conjunto está deformado por
pliegues y cabalgamientos de vergencia pacífica.
Entre las serranías del Tiahuanacu y de Andamarca se
extiende la cuenca miopliocena del Altiplano Norte, en la cual el espesor de
los depósitos pasaría los 10 km (Meyer y Murillo, 1961; Martínez. 1980; YPFB,
datos geofísicos inéditos). Fallas y pliegues en general de vergencia pacifica,
afectan hasta los términos pliocenos del relleno sedimentario, sugiriendo por
su organización en mapa que la correspondiente deformación se propago hacia el
sudoeste a partir del frente de cabalgamiento Coniri, deteniéndose contra la
falla San Andrés (que probablemente fue activa durante la sedimentación; Martínez,
1980). Sin embargo, no se conocen todavía las características exactas de esta deformación
en profundidad. Solo se sospecha que los niveles de evaporitas del Mioceno
inferior han podido jugar el papel de despegue, como se lo observa al norte de
Corque donde el Mioceno cabalga hacia el Noreste sobre el Plioceno mediante un despegue
ubicado en los yesos Chuquichambi.
La gran mayoría de los afloramientos de la faja plegada y
corrida de Soledad – Ticatica (FPCST) se compone de sedimentitas silúricas. La
unidad estratigráfica más antigua conocida es la Formación Cancañiri
(Ashgiliano – Llandoveriano inferior), mientras la unidad paleozoica más
reciente es la Formación Catavi (Pridoliano). La representación de las unidades
estratigráficas mesozoicas es muy variable, lo que indica una compleja historia
tectosedimentaria durante el cretácico (Chávez, 1987). En forma general son
formaciones jurásicas o cretácicas pre-cenomanianas que apoyan sobre el
Paleozoico. Unidades post – santonianas se conocen únicamente en la parte
meridional de la faja.
Tres etapas de deformación están registradas en la parte
central (Sempere y col., 1985; Chávez, 1987):
- La primera. - no fechada, se produjo pliegues asimétricos de vergencia pacífica.
- La segunda. - de edad oligocena, individualizo la presente faja plegada y corrida de vergencia sudamericana mediante cabalgamientos utilizando despegues en la Formación Cancañiri.
- La tercera. - (Mioceno inferior) corresponde el funcionamiento normal – dextral de la Falla Poopó, y por lo tanto a la deformación del graben (o semigraben) del lago homónimo.
¿Cuál es el Esquema Estructural delos Andes Bolivianos?
Esquema estructural de los Andes Bolivianos
- CALP Cabalgamiento Altiplanico Principal
- CANP Cabalgamiento Andino Principal
- CCR Cabalgamiento de la Cordillera Real
- CFP Cabalgamiento Frontal Principal
- FAT Falla Aiquile – Tupiza
- FC Falla Cochabamba
- FCA Falla Chita – Arica
- FCC Frente de Cabalgamiento Coniri
- FE Falle Eucaliptus
- FK Falla Khenayani
- FP Falla Poopó
- FSA Falla San Andres
- FSI Falla Sevaruyo – Incapuquio
- FTCA Falla Toracari – Cabalgamiento de Arque
R.C. Unidad del Rio Caine
¿En donde se encuentran las localidades de referencia paralas unidades tectonoestratigraficas?
Localidades:
- AN Andamarca
- AT Atocha
- AY Ayoma
- AZ Azurduy
- CB Cochabamba
- LP La Paz
- PO Potosí
- SA San Andrés de Machaca
- SC Santa Cruz
- SU Sucre
- TE Teoponte
- TH Tiahuanacu
- UU Ulla – Ulla
- VZ Villazón
- CB Cochabamba
- CQ Corque
- TA Tarija
- CH Charasani
- TB Tarabuco
EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE BOLIVIA
EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE BOLIVIA
¿Cómo ocurrió la evolución geológica en Bolivia?
La deflexión de la Cordillera de los Andes es alrededor
de 18ºS, también llamada Oroclino Boliviano (Carey, 1955).
El propósito de este presente post es dar a conocer
ciertas características geológicas, principalmente estructurales y estratigráficas,
de la porción del oroclino boliviano ubicada el este de 69ºW, y definir los
dominios estratigráficos y estructurales.
Una primera definición de dominios estratigráficos ha
sido propuesta por Sempere y Herail (1987) al norte de 20ºS.
¿Cuándo inicia la evolución geológica en Bolivia?
Ciclos tectosedimentarios y orogénicos de Bolivia.
La historia geológica de Bolivia se puede resumir
de la siguiente manera:
- a)
Ciclo Tacsariano: (Cámbrico superior
– Ordovícico superior) En el Cámbrico superior se asiste a la formación de una
cuenca marina, cuya extensión culmina en el Llanvirniano (Suarez,
1976), durante el Llandeiliano-Caradociano se forma la deformación ocloyica en
el Noroeste argentino y el Sur de Bolivia, mientras que la sedimentación prosigue
en el territorio boliviano.
- b)
Ciclo Cordillerano. - (Silúrico
inferior – Carbonífero inferior) Se inicia con la discontinuidad conspicua en
la base de la Formación Cancañiri (Ashgiliano-Llandoveriano Inferior), la cual
marca en muchas partes un nítido hundimiento. Se sobreponen luego de varias
unidades marinas organizadas el 3 mega secuencias regresivas, del Llanvirniano
sup. al Fameniano. La finalización del ciclo en el Misisipiano acompañada de la
depositación de sedimentos sin tectónicos, contemporáneos a la deformación “eohercinica”
(Martínez, 1980) que afecta un área donde esta expresada por pliegues y
procesos metamórficos localmente y/o granitizacion.
- c)
Ciclo Subandino.- (Carbonífero
superior – Triásico superior) La sedimentación se reanuda diacrónicamente
a partir del Pensilvaniano por la depositación de las facies
marinas silicoclásticas (sobre todo resedimentadas) y luego carbonaticos (Pensilvaniano
y Pérmico inferior). Durante el Pérmico Superior se desarrolla la deformación “tardihercinica”
(gondwanica) en varias comarcas del Perú y en el extremo Oeste de la Cordillera
Oriental de Bolivia. En el resto del territorio la sedimentación prosigue en
forma regresiva hasta el Triásico Inferior aparentemente.
- d)
Ciclo Andino. – (Jurásico inferior –
Reciente) Se inicia con un proceso de rifting en el Triásico medio y superior,
este está marcado por un magmatismo (coladas de basalto y granitoides) y la sedimentación
en pequeños grabenes de capas rojas yesiferas o saliferas. En el Jurásico en
territorio boliviano está ocupado por un extenso desierto, mientras disminuyen
los procesos distensivos.
El “evento Condo” constituye un transtorno
paleogeografico muy importante que ha sido correlacionado por el evento
araucano de Argentina y Chile por Sempere (1986). Se inicia la depositación del
Grupo Puca (capas rojas) en la parte andina de Bolivia durante el intervalo
Jurásico superior-Paleoceno corresponde a un ámbito de trasarco no contraído.
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